Zobrazenie na čítanie

Great Blue Hole vs Taam Ja’: la guerra dei record tra le doline sommerse che nessuno riesce a misurare davvero

Máj 1^st 2026 at 07:00

Immagine di copertina rilasciata sotto Creative Commons

Le doline marine del Mar dei Caraibi ridisegnano i confini tra speleologia e oceanografia: il Great Blue Hole del Belize ha 318 metri di diametro e 124 di profondità, ma il Taam Ja’ messicano lo supera con oltre 420 metri verso il basso — e il fondo non è ancora stato trovato.

Nel 1971 Jacques Cousteau portò la sua nave Calypso nei pressi di Lighthouse Reef, al largo del Belize, e dichiarò il Great Blue Hole uno dei migliori siti di immersione del mondo. Cinquant’anni dopo, nella Baia di Chetumal a poche centinaia di chilometri di distanza, i ricercatori hanno individuato una dolina quattro volte più profonda che i loro strumenti non riescono ancora a raggiungere. La storia dei blue hole è appena iniziata.[1][2][3][4]

Cosa sono i blue hole: doline senza cielo

Una dolina marina è una grande cavità carsica subacquea. La sua origine risale a periodi in cui il livello del mare era molto più basso, come nel Pleistocene. Il termine blue hole — letteralmente “buco blu” — descrive bene l’aspetto visivo: viste dall’alto o dalla superficie, queste cavità appaiono come cerchi di blu intenso che contrastano con le acque più chiare e basse che le circondano.[5][6]

Il meccanismo alla base è il carsismo. L’acqua dissolve le rocce calcaree, scavando nel tempo grotte, gallerie e doline. Durante le glaciazioni quaternarie, le calotte polari richiamavano a sé enormi quantità d’acqua, abbassando il livello del mare di circa 120-130 metri rispetto a oggi. In quel contesto emersero e si svilupparono cavità calcaree oggi completamente sommerse. Quando i ghiacci si sciolsero e gli oceani tornarono a salire, le grotte furono invase dall’acqua. I tetti di alcune di esse cedettero, trasformandole nelle doline marine che conosciamo.[7][8][5]

Il processo è identico a quello che genera le doline sulla terraferma. La differenza è che queste non hanno più un cielo: il loro soffitto è l’oceano.

Great Blue Hole del Belize: 318 m di diametro, 124 m di profondità e 153.000 anni di storia

Il Great Blue Hole si trova al centro dell’atollo Lighthouse Reef, a circa 70 chilometri dalla costa di Belize City. Con 318 metri di diametro e 124 metri di profondità, è la più grande dolina marina del pianeta. È visibile dallo spazio. Dall’alto appare come un cerchio quasi perfetto di blu intenso, incastonato nelle acque turchesi della barriera corallina del Belize.[7][9]

La dolina marina non è sempre stata sott’acqua. Si formò come caverna calcarea durante le glaciazioni del Quaternario. Le analisi effettuate sulle stalattiti trovate al suo interno hanno datato la loro formazione a quattro fasi distinte: circa 153.000, 66.000, 60.000 e 15.000 anni fa. Ogni fase corrisponde a un periodo glaciale in cui il livello del mare era abbassato e la grotta era emersa, asciutta, esposta all’aria. Con il ritorno delle acque dopo l’ultima glaciazione, la cavità fu sommersa e il tetto collassò.[8][10][7]

Il Great Blue Hole fa parte del Belize Barrier Reef Reserve System, riconosciuto dall’UNESCO come Patrimonio dell’Umanità. La barriera corallina mesoamericana che lo circonda si estende per circa mille chilometri ed è la seconda più grande del mondo.[10][7]

Le stalattiti che sfidano le leggi della fisica subacquea

Le pareti interne del Great Blue Hole presentano una serie di terrazze a profondità di 21, 49 e 91 metri. Su queste pareti sono visibili stalattiti e stalagmiti ancora intatte. È qui che la dolina marina diventa un documento geologico insostituibile.[7]

Le stalattiti e le stalagmiti possono formarsi soltanto in ambienti asciutti, per gocciolamento d’acqua ricca di carbonato di calcio. La loro presenza sotto decine di metri d’acqua salata dimostra, senza margini di dubbio, che quella cavità si trovava un tempo sulla terraferma. Le formazioni sono verticali, perfettamente orientate secondo la gravità: se si fossero formate sott’acqua, la fisica non lo consentirebbe. Sono prove dirette delle oscillazioni del livello del mare nel corso delle ere glaciali.[11][7]

Chi si immerge nel Great Blue Hole descrive un paesaggio imprevedibile: le pareti cadono perpendicolari sul fondo e sono ricoperte da stalattiti lunghe fino a 5-6 metri. I subacquei ricreativi raggiungono al massimo 40 metri di profondità. Il resto della dolina marina, i suoi livelli inferiori, rimane in gran parte inesplorato.[12][13]

Taam Ja’: il nuovo detentore del record con oltre 420 m di profondità

Il Taam Ja’ Blue Hole si trova nella parte settentrionale della Baia di Chetumal, lungo la costa sud-orientale della penisola dello Yucatán, in Messico. Il suo nome, in lingua maya, significa “acque profonde”. La dolina marina fu individuata per la prima volta da un subacqueo nel 2003, ma solo nel 2021 fu oggetto di una prima indagine scientifica formale.[1][14][15]

Nella prima esplorazione del settembre 2021, la profondità del Taam Ja’ fu stimata a 274,4 metri, il che lo rese la seconda dolina marina più profonda conosciuta allora, subito dopo il Sansha Yongle Dragon Hole cinese. Nel dicembre 2023, i ricercatori di ECOSUR (El Colegio de la Frontera Sur) tornarono sul sito con strumenti diversi. I risultati ribaltarono ogni aspettativa: le misurazioni con un profiler CTD registrarono profondità di 416 e 423,6 metri sotto il livello del mare — senza ancora raggiungere il fondo.[2][15][16]

Il Guinness dei Primati ha riconosciuto il record il 29 aprile 2024: il Taam Ja’ è la dolina marina più profonda conosciuta, con almeno 420 metri. Supera il precedente detentore cinese, il Sansha Yongle, fermo a circa 301 metri. La profondità reale, però, resta sconosciuta.[1][2]

Perché non riusciamo ancora a misurarlo: il limite degli ecoscandagli e i tunnel nascosti

Il problema principale è strumentale. Gli ecoscandagli, i sistemi sonar che normalmente mappano i fondali, impiegano onde sonore riflesse dal fondo. Nella prima esplorazione del 2021, l’ecoscandaglio indicò 274 metri come massimo rilevabile — ma stava misurando una picnocline, ovvero uno strato di separazione tra acque a densità diversa, non il fondo reale. Quando i ricercatori usarono un profiler CTD — uno strumento che scende fisicamente misurando la pressione — superarono quella soglia di 150 metri.[2][16]

Nel dicembre 2023, il CTD raggiunse oltre 420 metri senza incontrare il fondo. La misurazione si interruppe per un problema tecnico. Nessuno sa ancora dove finisca la dolina marina.[14][2]

C’è un altro elemento che complica il quadro. Le misurazioni di temperatura hanno rilevato un’anomalia significativa: oltre i 400 metri, la temperatura aumenta di circa 4 gradi Celsius — insolito per acque a quella profondità. Una delle ipotesi dei ricercatori è che il Taam Ja’ sia collegato con il Mar dei Caraibi attraverso gallerie e condotti sotterranei. Funzionerebbe come la radice di un sistema idrogeologico più vasto, distinto dai sistemi carsici di Tulum e Cancún ma parte della stessa piattaforma calcarea della Penisola dello Yucatán. Nei pressi del Taam Ja’ sono state identificate due zone di frattura: una settentrionale, ricca di strutture orizzontali tipiche dei cenote, e una meridionale, con strutture verticali come quella del blue hole stesso.[17][18]

Dove si incontrano speleologia e oceanografia: le sfide tecniche delle esplorazioni in blue hole

I blue hole occupano una posizione di confine tra due discipline. Da un lato sono fenomeni carsici, doline formate da processi identici a quelli delle grotte terrestri. Dall’altro sono ambienti oceanici, raggiungibili solo con tecniche subacquee avanzate. Gli speleologi conoscono la geologia, la morfologia delle cavità, i meccanismi di formazione. Gli oceanografi conoscono le correnti, la pressione, la chimica dell’acqua salata. Nessuna delle due discipline, da sola, è sufficiente.[5]

Le sfide tecniche sono molteplici. Scendere oltre i 40 metri richiede miscele di gas speciali per evitare la narcosi da azoto. A maggiori profondità entrano in gioco l’ossigeno tossico e i tempi di decompressione, che possono allungare un’immersione di ore. Nelle cavità sommerse si aggiunge il buio totale, l’assenza di segnale GPS e la necessità di portare con sé tutta l’aria per il ritorno. La spedizione “Edges of Earth” che ha effettuato una delle prime immersioni nel Taam Ja’ ha incontrato condizioni estreme già a 30 metri, con una visibilità che variava drasticamente con la profondità.[17][19]

Per quanto riguarda la misurazione strumentale, la dolina marina del Taam Ja’ ha dimostrato i limiti degli ecoscandagli in ambienti con strati d’acqua a densità molto diverse. L’unica via per conoscere la profondità reale rimane quella di scendere fisicamente, con strumenti ad alta pressione, in condizioni che la tecnologia attuale rende ancora difficilmente gestibili. Per ora, il fondo del Taam Ja’ rimane dove si trova: nell’oscurità, a una profondità che i numeri non riescono ancora a fissare.[2][20]

Taam Ja’ — Il Blue Hole Più Profondo del Mondo

“Taam Ja’: il nuovo detentore del record con oltre 420 m di profondità”

Si tratta del titolo di un articolo di speleologia/oceanografia che annuncia il primato mondiale del Taam Ja’ Blue Hole, la dolina sottomarina più profonda conosciuta al mondo.

1. Cos’è il Taam Ja’ Blue Hole?

Il Taam Ja’ (in lingua Maya: “acqua profonda”) è una dolina sottomarina situata nella Baia di Chetumal, lungo la costa sud-orientale della Penisola dello Yucatán, in Messico, al confine con il Belize. La struttura è circolare, con un’apertura di circa 152 metri di diametro e una superficie di circa 13.700 m². Non è visibile dall’alto, né con droni, perché le acque torbide e agitate della baia lo camuffano completamente.[1][2][3][4]

Fu scoperto per caso nel 2003 da un pescatore locale il cui padre, subacqueo, stava inseguendo una cernia rossa che era finita nel buco. Rimase segreto per quasi vent’anni, finché nel 2021 il figlio del pescatore collaborò con lo scienziato marino Juan Carlos Alcérreca-Huerta del Colegio de la Frontera Sur (ECOSUR), che avviò le prime misurazioni ufficiali.[2][5]

2. La Scoperta del Record

Cronologia delle misurazioni

Anno Metodo Profondità rilevata Posizione nella classifica 2021 Ecoscandaglio (echo sounder) ~274 m 2° blue hole più profondo del mondo [6] 2023 CTD Profiler SWiFT (Valeport UK) >420 m (fondo non raggiunto) 1° blue hole più profondo del mondo [7][2]

Il 6 e 13 dicembre 2023, i ricercatori dell’ECOSUR hanno condotto una spedizione subacquea con un profilatore CTD SWiFT (Valeport UK) e hanno misurato 416,0 m e poi 423,6 m di profondità, senza tuttavia raggiungere il fondo. Il Guinness World Records ha ufficialmente riconosciuto il primato.[2][7]

Confronto con altri Blue Holes nel mondo

Taam Ja’ Messico (Baia di Chetumal) >420 m

Sansha Yongle (Dragon Hole) Mar Cinese Meridionale ~301 m

Dean’s Blue Hole Bahamas ~202 m

Dahab Blue Hole Egitto ~130 m

Great Blue Hole Belize ~124–125 m

3. Perché Non Riusciamo Ancora a Misurarlo: Il Limite degli Ecoscandagli

Come funziona un ecoscandaglio

Un ecoscandaglio (o echo sounder) misura la profondità emettendo un impulso ultrasonico verso il basso: il segnale rimbalza sul fondo e torna al ricevitore, e la profondità è calcolata come: [ \text{Profondità} = \frac{\text{Velocità del suono} \times \text{Tempo}}{2} ] La velocità del suono in acqua è circa 1.500 m/s. Sembra semplice, ma nei blue hole questo metodo incontra ostacoli enormi.[9]

I 4 limiti tecnici principali nei Blue Holes

1. Gradienti di densità verticale (picnoclini)
Nei blue holes si formano strati d’acqua con densità diverse — chiamati picnoclini — che si comportano come barriere acustiche. Il suono emesso dall’ecoscandaglio viene riflesso o deviato da questi strati prima di raggiungere il fondo reale. Nel Taam Ja’, sono stati identificati ben 4 picnoclini a circa 4,6 m, 246,1 m, 323,3 m e 414,5 m di profondità. Il secondo picnoclino — a 246 m — ha ingannato il sonar nel 2021, restituendo una profondità falsa di 274 m.[7][10]

2. Morfologia non strettamente verticale
Il Taam Ja’ non è un cilindro perfettamente dritto. Le sue pareti si inclinano fino a 80° di pendenza e si allargano o si deformano in profondità. Le onde sonore di un ecoscandaglio si diffondono in un cono: se le pareti o il fondo del blue hole deviano dalla verticale, il segnale viene riflesso lateralmente e il dispositivo legge una profondità sbagliata. I dati CTD del 2023 hanno confermato che il profiler scendeva con un’inclinazione di circa 32–34° rispetto alla verticale, a causa della geometria interna della cavità o delle correnti sotterranee.[4][10][7]

3. Dipendenza dalla frequenza e limite di portata
Gli ecoscandagli ad alta frequenza (100–200 kHz) sono precisi ma penetrano poco in profondità; quelli a bassa frequenza raggiungono profondità maggiori ma con risoluzione peggiore. In ambienti complessi come un blue hole con strati d’acqua anomali, nessuna frequenza è ottimale. I sistemi ad alta frequenza vengono assorbiti prima di raggiungere il fondo; quelli a bassa frequenza rimbalzano sui picnoclini.[9][10]

4. Variazioni di sezione e deviazioni morfometriche
Nei blue holes, la sezione trasversale cambia con la profondità: si può allargare in camere laterali o restringersi in cunicoli. L’eco torna da superfici diverse (pareti, sporgenze, sedimenti), generando segnali multipli sovrapposti che confondono l’algoritmo dello strumento. Il Taam Ja’, con le sue pareti ricoperte di biofilm, roccia calcarea e formazioni speleotematiche, è un ambiente acusticamente caotico.[10][11][7]

4. La Soluzione: Il Profilatore CTD

Il CTD profiler (Conductivity, Temperature, Depth) misura la profondità in modo diretto tramite la pressione dell’acqua (non acusticamente), registrando in tempo reale anche temperatura e salinità. Lo strumento viene calato fisicamente nell’acqua con un cavo, fino al limite tecnico supportato dallo strumento.[6][7]

Nel 2021, i CTD usati erano limitati a 200 m di profondità per non danneggiare lo strumento. Nel 2023, con un SWiFT CTD Profiler dotato di ~500 m di cavo, si è raggiunta la profondità record di 423,6 m — ma il cavo si è inclinato di 32° e il fondo non è stato ancora toccato.[7]

Perché il CTD è superiore all’ecoscandaglio nei blue holes

Caratteristica Ecoscandaglio CTD Profiler Principio Acustico (indiretto) Pressione (diretto) Problemi con picnoclini Grave (riflessione del suono) Nessuno Problemi con morfologia obliqua Grave (segnale deviato) Minore (devia il cavo) Risoluzione 3D Alta (copertura spaziale) Bassa (solo punto per punto) Limite profondità Teoricamente alto, ma non accurato in blue holes Dipende dalla lunghezza del cavo

5. I Tunnel Nascosti: Il Collegamento con l’Oceano

La scoperta più sorprendente del 2023 non riguarda solo la profondità, ma la composizione chimica dell’acqua. Al di sotto dei 400 m, il CTD ha rilevato uno strato con temperatura e salinità quasi identiche a quelle delle acque del Mar dei Caraibi e delle lagune della barriera corallina mesoamericana.[7][12]

Questo è un indizio fortissimo: il Taam Ja’ potrebbe essere collegato all’oceano aperto attraverso una rete di tunnel e grotte sotterranee. La Penisola dello Yucatán è del resto già nota per ospitare il sistema di grotte sommerse più esteso del mondo (Sac Actun), formato da glacio-eustatismo durante le ere glaciali. La connessione ipotetica con la frattura del Rio Hondo Fault Zone suggerisce che i tunnel possano estendersi per chilometri.[4][12][13][14][7]

Meccanismi idrologi ipotizzati

Effetto Venturi: l’acqua marina entra dai tunnel a pressione, aumentando salinità e temperatura in profondità[7]
Gradiente idrostatico: se la pressione dell’acqua marina è maggiore di quella dolce superficiale, l’oceano “ricarica” il blue hole dal basso[7]
Attività geotermica: in analogia con l’acquifero Floridiano, potrebbe esistere un riscaldamento geotermico delle acque profonde che le fa risalire[7]

6. Tecnologie Future per Esplorare il Fondo

Per risolvere il mistero della profondità reale del Taam Ja’, i ricercatori dell’ECOSUR e la comunità speleologica internazionale indicano la necessità di combinare più tecnologie:[7][15]

ROV e AUV (veicoli sottomarini autonomi o teleguidati) per navigare nei tunnel obliqui, come già sperimentato nella grotta Shulgan-Tash negli Urali[15]
Sonar multibeam per mappe 3D ad alta risoluzione[9]
CTD profiler con cavi più lunghi (>500 m) e a prova di inclinazione
LiDAR e fotogrammetria subacquea per la mappatura delle pareti[16]

? Concetti Chiave — Flashcard di Studio

Blue Hole Dolina sottomarina a forma cilindrica, formata per dissoluzione carsica del calcare in periodi glaciali [17]

Taam Ja’ Il blue hole più profondo conosciuto: >420 m, Baia di Chetumal, Messico [2]

Ecoscandaglio Strumento sonar che misura la profondità acusticamente, indiretto e limitato nei blue holes [18][9]

CTD Profiler Dispositivo diretto che misura profondità (pressione), temperatura e conducibilità [7]

Picnoclino Strato di discontinuità della densità dell’acqua che riflette le onde sonore [7]

Sistema carsico Complesso di grotte e tunnel formati da dissoluzione del calcare [17]

Anchialine Sistema costiero con connessioni sotterranee tra acque dolci e marine [7]

ECOSUREl Colegio de la Frontera Sur, istituto di ricerca messicano autore dello studio [7]

Domande di Pratica

Perché l’ecoscandaglio ha misurato 274 m nel 2021 invece dei reali >420 m?
? A causa del secondo picnoclino a ~246 m che ha riflesso le onde sonore[7]
Quale strumento ha permesso di superare il record nel 2023 e come funziona?
? Il CTD SWiFT Profiler, che misura la profondità tramite pressione idrostatica diretta[7]
Quale prova suggerisce la connessione del Taam Ja’ con l’oceano?
? Le caratteristiche di temperatura e salinità dell’acqua oltre i 400 m, simili a quelle del Mar dei Caraibi[12][7]
Perché la morfologia obliqua del blue hole ostacola la misurazione?
? L’eco sonar viene deviato lateralmente dalle pareti inclinate; anche il cavo del CTD scende a 32-34° invece che in verticale[7]
Qual è la struttura carsica più famosa vicina al Taam Ja’?
? Il sistema Sac Actun, il più grande sistema di grotte sommerse del mondo, nella stessa penisola[13]

Fonti principali: Frontiers in Marine Science (2024), Guinness World Records (2024), El Colegio de la Frontera Sur – ECOSUR, Scintilena.com, Wikipedia IT.

Fonti
[1] Deepest blue hole https://www.guinnessworldrecords.com/world-records/80899-deepest-blue-hole
[2] Recent records of thermohaline profiles and water depth in the … https://www.frontiersin.org/journals/marine-science/articles/10.3389/fmars.2024.1387235/full
[3] Great Blue Hole – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Great_Blue_Hole
[5] Blue Holes: Il legame tra oceani, grotte e sistemi carsici https://www.scintilena.com/blue-holes-il-legame-tra-oceani-grotte-e-sistemi-carsici/06/11/
[6] Dolina marina – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Dolina_marina
[7] Il Great Blue Hole del Belize: la dolina marina più grande del mondo … https://www.scintilena.com/il-great-blue-hole-del-belize-la-dolina-marina-piu-grande-del-mondo-nasconde-segreti-dellera-glaciale/03/10/
[8] Qual è l’origine del Great Blue Hole? Vediamo cosa sono le doline … https://www.geopop.it/cosa-sono-le-doline-marine-e-come-si-formano/
[9] Gli esperti hanno fatto scoperte inaspettate nel Great Blue Hole https://www.scienzenotizie.it/2024/10/21/gli-esperti-hanno-fatto-scoperte-inaspettate-nel-great-blue-hole-1695564
[10] Il Great Blue Hole: Meraviglia Geologica Sottomarina del Belize https://www.scintilena.com/il-grande-blue-hole-meraviglia-geologica-sottomarina/01/24/
[11] Belize, Great Blue Hole: tra stalattiti e squali – 2000 Sub Padova https://www.2000sub.org/viaggi/belize-great-blue-hole-tra-stalattiti-e-squali/
[12] Great Blue Hole: cos’è e come si è formata – Holins https://www.holins.it/great-blue-hole/
[13] Il Grande Buco Blu del Belize scoperto da Jacques Cousteau ed esplorato da suo nipote Fabien – Daily Nautica https://www.dailynautica.com/rubriche/il-grande-buco-blu-del-belize-scoperto-da-jacques-cousteau-ed-esplorato-da-suo-nipote-fabien/
[14] ll “buco blu” più profondo mai scoperto al mondo si trova in Messico https://www.geopop.it/ll-buco-blu-piu-profondo-mai-scoperto-al-mondo-si-trova-in-messico-il-taam-ja/
[15] Taam Ja’ – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Taam_Ja’
[16] First insights into an exceptionally deep blue hole in the Western Caribbean: The Taam ja’ Blue Hole https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/fmars.2023.1141160/pdf
[17] Diving Taam Ja’, the world’s deepest blue hole https://oceanographicmagazine.com/features/taam-ja-diving-the-worlds-deepest-blue-hole/
[18] Il buco blu appena scoperto al largo del Messico è il … https://www.fanpage.it/innovazione/scienze/il-buco-blu-appena-scoperto-al-largo-del-messico-e-il-secondo-piu-profondo-al-mondo/
[19] Blue Hole – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Blue_Hole
[20] Esplorazione del Great Blue Hole del Belize – SBG Systems https://www.sbg-systems.com/it/case-studies/survey-great-blue-hole-ellipse-ins/

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Xiaozhai Tiankeng: dentro la dolina più profonda del mondo, dove una foresta primordiale sopravvive nell’ombra dell’abisso

Scintilena

Od:Scintilena

Máj 1^st 2026 at 06:00

Foto di copertina rilasciata sotto Creative Commons

Nella contea di Fengjie, in Cina, il “Pozzo Celeste” scende per 662 metri nel calcare triassico. Sul fondo, un ecosistema isolato da millenni ospita 1.285 specie vegetali e animali rari come il leopardo nebuloso. La speleologia lo ha scoperto ufficialmente solo nel 1994.

Xiaozhai Tiankeng: non una dolina carsica come le altre

Immagina di affacciarti su un abisso largo quanto sei campi da calcio affiancati e profondo come due volte la Torre Eiffel. Sul fondo, invece del buio, trovi una foresta primordiale intatta. Non è fantascienza: è Xiaozhai Tiankeng, e la maggior parte degli speleologi non ci è mai scesa.

Per capire cosa sia davvero questo luogo, occorre partire da una distinzione tecnica. Una dolina carsica classica si forma per dissoluzione lenta della roccia calcarea dall’alto, oppure per collasso localizzato di piccole cavità sotterranee. Dimensioni contenute, pareti inclinate, assenza di un corso d’acqua permanente sul fondo.[1]

Il tiankeng è qualcosa di diverso. Il termine cinese significa letteralmente pozzo celeste e fu proposto nel 2001 dalla comunità scientifica internazionale per indicare una categoria geomorfologica distinta. Per essere classificata come tiankeng, una formazione deve avere almeno 100 metri sia in larghezza sia in profondità, pareti quasi verticali su tutto il perimetro e un collegamento attivo con un fiume di grotta. Il termine non è ancora di uso corrente in tutta la letteratura scientifica: molti studi indicano ancora queste strutture come “doline da collasso” o “valli di crollo” di dimensioni eccezionali.[2][1]

Le dimensioni che definiscono la dolina più profonda del mondo

Xiaozhai Tiankeng si trova nella contea di Fengjie, municipalità di Chongqing, nel cuore dei paesaggi carsici della Cina meridionale.[1]

Le misure parlano da sole:

Profondità massima: 662 metri[3][1]
Larghezza: 626 metri, lunghezza 511 metri[1]
Superficie dell’apertura: circa 274.000 m²[1]
Volume: circa 119.349.000 m³[4][1]

Per confronto, il volume equivale a riempire circa 48.000 piscine olimpiche. La bocca del pozzo è visibile dall’alto: un ovale irregolare che interrompe la fitta vegetazione della montagna circostante. Durante le piogge intense, cascate temporanee precipitano lungo le pareti verticali fino al fondo.[4]

Come si forma una dolina da collasso carsica: la struttura a doppia caldera

La morfologia di Xiaozhai Tiankeng è il risultato di un processo durato circa 128.000 anni. Non si tratta di un singolo evento catastrofico, ma di una sequenza di collassi progressivi di due cavità calcaree sovrapposte.[5][1]

La conca superiore ha creato una depressione profonda circa 320 metri, con bocca quasi circolare. Quella inferiore ha generato una conca più stretta, profonda 342 metri, dalla bocca rettangolare di circa 268 per 257 metri. Le due cavità sono collegate da un livello calcareo intermedio che degrada dolcemente ed è coperto da vegetazione, conferendo alla formazione il tipico profilo a “doppia ciotola”.[3][5][1]

Il meccanismo alla base è quello delle doline da collasso: l’acqua leggermente acida penetra nelle fratture del calcare, scioglie progressivamente la roccia, allarga le camere sotterranee finché il tetto cede. Nel caso di Xiaozhai Tiankeng, questo processo è stato amplificato e mantenuto attivo dalla presenza di un fiume sotterraneo che, nel tempo, ha continuato a rimuovere i detriti di crollo, impedendo il riempimento della cavità.[6][7][2][1]

Un ecosistema isolato: la foresta sotterranea della Cina

Il fondo di Xiaozhai Tiankeng non è un deserto di roccia. È un ecosistema praticamente isolato dal mondo esterno per migliaia di anni.[1]

Le ricerche biologiche condotte all’interno della formazione hanno censito 1.285 specie di piante appartenenti a 224 famiglie. Tra queste spicca il Ginkgo biloba, considerato un “fossile vivente” per le sue origini risalenti a circa 250 milioni di anni fa nel Permiano.[8][4][1]

La fauna è altrettanto significativa. Il leopardo nebuloso (Neofelis nebulosa), specie classificata come vulnerabile, frequenta questo ambiente protetto. Sono stati documentati anche il rinopiteco dorato e il fagiano dorato, entrambi rari.[9][6][1]

Le condizioni microclimatiche interne favoriscono questa biodiversità: temperatura stabile, elevata umidità, protezione dai venti, presenza costante di acqua. Il fondo riceve luce sufficiente per supportare una vegetazione densa, con alberi che raggiungono i 40 metri di altezza. Si tratta di un rifugio naturale che ha permesso la sopravvivenza di specie che altrove sono scomparse.[10][2]

Come esplorare Xiaozhai Tiankeng: accesso, parco e percorsi

La dolina è nota agli abitanti della zona da tempo immemorabile. Il nome stesso deriva dall’antico villaggio abbandonato di Xiaozhai, situato nelle vicinanze.[11][1]

La scoperta scientifica ufficiale risale al 1994, quando un gruppo di speleologi britannici appartenenti al progetto China Caves Project documentò la formazione per la comunità internazionale.[8][1]

Oggi la dolina è inserita nel Parco Nazionale Tiankeng Difeng, che comprende l’intera area carsica della contea di Fengjie. Per raggiungere il fondo è stata costruita una scalinata di 2.800 gradini, che consente ai visitatori di scendere lungo le pareti e camminare sul fondovalle attraverso percorsi attrezzati. La discesa è impegnativa e richiede buone condizioni fisiche: il dislivello è considerevole e le pareti verticali rendono il percorso tecnicamente complesso anche per i turisti.[11][4][1]

Il fiume sotterraneo Difeng: la frontiera ancora aperta per gli speleologi

Sotto il fondo visibile di Xiaozhai Tiankeng scorre il sistema che ha generato l’intera struttura: la grotta Difeng. È essa che, erodendo e rimuovendo i detriti nel corso dei millenni, ha permesso ai collassi successivi di mantenersi aperti.[1]

Il fiume sotterraneo Difeng percorre circa 8,5 chilometri, con un dislivello totale di 364 metri. La portata media è di 8,77 m³/s, ma durante le piene può raggiungere i 174 m³/s. Il fiume inizia nella gola sotterranea di Tianjing e sfocia sulla scogliera verticale del fiume Migong, formando una cascata di 4 metri di altezza.[11][1]

La grotta Difeng si dirama per circa 37 chilometri, con una profondità massima di 900 metri e sezioni che variano dai 2 ai 60-70 metri di larghezza. Gran parte del sistema è ancora inesplorato. È per questo che Xiaozhai Tiankeng rappresenta per la speleologia un capitolo aperto: la formazione è accessibile, ma il sistema idrologico che la sostiene non è stato ancora completamente cartografato.[1]

Il China Caves Project ha condotto le prime esplorazioni sistematiche nel 1994. Da allora, campagne successive hanno esteso la conoscenza del sistema, ma le condizioni idrauliche estreme e la complessità della grotta rendono ogni progressione un’operazione che richiede preparazione tecnica approfondita e attrezzature specialistiche.[12][1]

Xiaozhai Tiankeng rimane, a trent’anni dalla sua scoperta scientifica, una delle formazioni carsiche più studiate e meno completamente esplorate del pianeta.

Una Foresta Primordiale nel Fondo di un Tiankeng Cinese: la Ricerca Rivela Ecosistemi Sconosciuti

La scoperta della dolina di Leye nel Guangxi apre nuovi scenari per la tutela della biodiversità carsica

Il 6 maggio 2022, un team di otto scienziati ha raggiunto il fondo di una gigantesca dolina carsica — un tiankeng — nella Contea di Leye, nella Regione Autonoma del Guangxi Zhuang, nel Sud della Cina. Lì ha trovato una foresta primordiale intatta, con alberi alti quasi quaranta metri e specie vegetali mai documentate. La notizia, tornata recentemente a circolare sui social media, merita di essere esaminata alla luce dei risultati accumulati dalla ricerca scientifica negli anni successivi.

Tiankeng: la dolina carsica gigante che preserva ecosistemi primordiali

La dolina si trova vicino al villaggio di Ping’e, nella township di Luoxi. Misura circa 306 metri di lunghezza, 150 metri di larghezza e 192 metri di profondità, per un volume superiore a cinque milioni di metri cubi. Per queste dimensioni è classificata come large tiankeng, la categoria più grande nella tassonomia delle doline carsiche. A guidare la spedizione sono stati Chen Lixin, fondatore del Guangxi 702 Cave Expedition Club, e Zhang Yuanhai, ingegnere senior dell’Institute of Karst Geology del China Geological Survey. La dolina era stata individuata in precedenza nelle immagini satellitari da Hongying Wu, soprannominato “Crow”.[1][2][3]

Il termine tiankeng (??) deriva dai caratteri cinesi per “cielo” e “fossa”. Per essere classificata come tale, una dolina deve avere profondità e larghezza entrambe superiori a cento metri, pareti quasi verticali e un collegamento storico con un corso d’acqua sotterraneo. La Cina ospita circa duecento dei trecento tiankeng conosciuti nel mondo. Nella sola Contea di Leye ne sono stati censiti trenta.[2][4][5][6][7][1]

La discesa nel fondo: foresta vergine e tre possibili grotte

Per raggiungere il fondo, il team ha percorso in corda oltre cento metri di pareti verticali. Poi ha avanzato per ore attraverso una foresta primordiale mai perturbata dall’attività umana. Gli esploratori hanno trovato alberi di quasi quaranta metri di altezza, una vegetazione densa che arrivava alle spalle e distese di piantaggine selvatica. Hanno rilevato anche una rara specie di bambù quadrato con spine di due-tre centimetri sui nodi. Sulle pareti della cavità sono state individuate tre aperture di grotta, interpretate come ingressi al sistema carsico sotterraneo che, con successivi crolli, ha dato origine al tiankeng.[8][9][2]

L’isolamento millenario rende plausibile la presenza di specie animali e vegetali sconosciute alla scienza. Lo ha dichiarato sia Chen Lixin sia George Veni, idrogeologo e già direttore esecutivo del National Cave and Karst Research Institute (NCKRI) negli Stati Uniti. Veni ha aggiunto un’osservazione rilevante sul piano ambientale: le falde acquifere carsiche forniscono la fonte d’acqua primaria o unica per settecento milioni di persone nel mondo, ma sono facilmente inquinabili perché l’acqua vi scorre senza filtrazione naturale.[10][11][12]

Ecosistema autosufficiente: il meccanismo del tiankeng

Il fondo del tiankeng crea condizioni eccezionali. C’è luce sufficiente per la fotosintesi, filtrata dall’apertura sommitale. La materia organica in decomposizione fornisce nutrienti in continuazione. L’acqua non manca: il carsismo è per definizione un sistema acquifero. La temperatura è elevata e l’umidità è costante. All’interno si verifica una inversione termica: la temperatura aumenta dalla superficie verso il fondo, al contrario di quanto accade sui versanti montani. Questo fenomeno favorisce lo sviluppo di una biodiversità tropicale stabile.[2]

La dolina funziona come un ecosistema chiuso, simile a un grande giardino in bottiglia: la foresta primordiale ricicla autonomamente nutrienti e ossigeno, senza alcun intervento esterno.[2]

Specie credute estinte riemergono dai tiankeng

Il caso della dolina di Leye non è il primo. Nella Provincia dello Yunnan, nel settembre 2021, il botanico Zhang Ting del Kunming Institute of Botany ha scoperto in un tiankeng vicino a Mengzi due specie considerate estinte da oltre un secolo:[13]

Petrocosmea grandiflora, descritta nel 1895 dal botanico William Hensley e non documentata per 126 anni
Elaeagnus bambusetorum, raccolta per l’ultima volta nel 1915 e poi assente dai registri scientifici per 106 anni[14]

Nel giugno 2025, scienziati cinesi hanno completato la reintroduzione di oltre quattrocento plantule di Petrocosmea grandiflora nel tiankeng di Mengzi, coltivate in laboratorio tramite coltura tissutale. Le piantine sono state posizionate sulle pareti rocciose con l’uso di imbragature da arrampicata. È uno dei primi interventi di restauro ecologico diretto condotti all’interno di un tiankeng.[15]

Ricerca accademica: risultati dal 2022 al 2025

Negli anni successivi alla scoperta di Leye, diversi studi scientifici hanno approfondito le caratteristiche biologiche dei tiankeng:

Funghi e nuove specie (2022): Nel tiankeng “Monkey-Ear” del Guangxi sono state identificate otto nuove specie di funghi del tipo Cordyceps-like, nei generi Akanthomyces, Beauveria, Cordyceps e Samsoniella, oltre a sette specie già note.[16]

Microbioma del suolo (2023): Uno studio pubblicato su Microbiology Spectrum ha rilevato che la diversità microbica del suolo è significativamente più alta dentro i tiankeng rispetto all’esterno. All’esterno, le comunità batteriche includono geni legati a malattie infettive umane, prodotto del disturbo antropico; all’interno, questi sono assenti.[17]

DNA antico preservato (2024): Uno studio sulla rivista Forests, basato sulla tecnologia di sequenziamento Hyper-seq, ha analizzato la diversità genetica della Manglietia aromatica, un albero della famiglia delle Magnoliaceae quasi estinto in superficie. Le popolazioni all’interno dei tiankeng mostrano una diversità genetica notevolmente più elevata rispetto agli esemplari di superficie. Il DNA conservato risale all’era dei dinosauri.[6][18]

Strategie ecologiche (2023): Uno studio pubblicato su Ecological Indicators ha quantificato che le specie uniche presenti esclusivamente nei tiankeng sono tra il 10,87% e il 17,98% in più rispetto alle foreste carsiche vicine di superficie.[19]

Microdiversità fungina come rifugio (2025): Uno studio su Land Degradation & Development ha confermato che i tiankeng carsici ospitano comunità microbiche abbondanti e diversificate, consolidando il ruolo di queste formazioni come rifugi attivi di microdiversità.[20]

Leye-Fengshan: il geoparco UNESCO tra i tiankeng più grandi della Cina

La Contea di Leye appartiene al Leye-Fengshan Global Geopark, inserito nella rete UNESCO nel 2010. Il parco è formato per oltre il sessanta per cento da rocce carbonatiche devoniane e permiane, ospita due grandi fiumi sotterranei, ponti naturali e alcune delle camere di grotta più grandi conosciute. È meta di spedizioni internazionali. Nel 2017 vi hanno partecipato anche speleologi italiani.[21][22][2]

La dolina esplorata nel 2022 non è la più grande del mondo. Il primato spetta allo Xiaozhai Tiankeng, sempre in Cina, con 626 m di lunghezza, 537 m di larghezza e 662 m di profondità. Fu esplorato nel 1994 dagli speleologi britannici nell’ambito del China Caves Project e ospita oltre milleduecento specie vegetali e animali.[2]

Minacce e prospettive: turismo e politiche di tutela

Nel novembre 2024 la BBC ha documentato come il boom del turismo stia mettendo sotto pressione i tiankeng cinesi. L’aumento delle visite e la costruzione di infrastrutture rischiano di alterare questi ecosistemi fragili. Il Dashiwei Tiankeng nel Leye-Fengshan Geopark è già meta di turismo di massa, con passerelle di vetro soprannominate “Cloud Sea Skyship”.[7][23]

Sul piano politico internazionale, alla settima sessione dell’Assemblea delle Nazioni Unite per l’Ambiente (UNEA-7, Nairobi, dicembre 2025), è stata discussa una risoluzione dedicata agli ecosistemi carsici. Il documento, promosso dall’Indonesia, punta a riconoscere il ruolo del carsismo per l’acqua, la biodiversità e la resilienza climatica a livello globale.[24]

Il Fiume Sotterraneo Difeng: La Frontiera Ancora Aperta per gli Speleologi

Sommario

Il fiume sotterraneo Difeng scorre nelle profondità del carso di Fengjie, nella municipalità di Chongqing (Cina meridionale), scavando da millenni la spettacolare Grotta Difeng (???, Dì Fèng Dòng) e creando il sistema carsico che ha generato lo Xiaozhai Tiankeng, la dolina di crollo più profonda del mondo. Con una lunghezza accertata di circa 8,5 km, un dislivello di 364 m e una portata media annua di 8,77 m³/s (che in piena può raggiungere i 174 m³/s), questo fiume è al tempo stesso una delle menti geomorfologiche più attive del pianeta e uno dei luoghi più difficili da esplorare integralmente. Dal 1994, nonostante almeno cinque spedizioni internazionali abbiano tentato di percorrerlo da un’estremità all’altra, il tratto cruciale noto come “collegamento sotterraneo” tra La Grande Fessura (The Great Crack) e La Grande Dolina (The Great Doline) rimane inesplorato.[^1][^2][^3][^4][^5][^6]

1. Contesto Geografico e Geologico

1.1 Posizione e geologia regionale

Il sistema Difeng si trova nella Contea di Fengjie, nella Regione delle Tre Gole (Sanxia), affacciata sul Fiume Azzurro (Yangtze). L’area è dominata da rocce calcaree triassiche poste ad alta quota rispetto al livello del mare, condizione favorevole a un’intensa speleogenesi, cioè alla dissoluzione chimica del carbonato di calcio da parte delle acque superficiali leggermente acide e alla formazione di grandi condotte sotterranee. L’intero complesso rientra nel Parco Nazionale Tiankeng Difeng, che copre circa 454 km² e concentra alcune delle morfologie carsiche più spettacolari della Cina. La Cina meridionale ospita la più grande concentrazione di karst del pianeta, con circa 910.000 km² di rocce carbonatiche affioranti; la provincia di Chongqing, insieme a Guangxi e Guizhou, è il cuore di questa meraviglia geologica.[^7][^8][^9][^6]

1.2 La Gola di Tianjing e il concetto di “Difeng”

Il termine cinese Difeng (??) significa letteralmente “fessura nella terra”. La Gola di Tianjing, da cui ha origine il fiume, è una fessura carsica lunga 37 km, con pareti verticali alte oltre 900 m, larga da soli 2 m nel punto più stretto fino a 60-70 m nel punto più ampio. È la fessura carsica più lunga e più profonda del mondo finora scoperta. Il fiume scorre lungo il fondo di questa gorge prima di inabissarsi nelle viscere del carso, per riemergere alla luce del sole molto più in basso, formando una cascata alta 46 m sulle scogliere verticali del Fiume Migong.[^8][^10][^11]

1.3 Formazione e struttura del sistema

Il sistema si è formato nell’arco di circa 128.000 anni. L’acqua piovana, leggermente acida grazie alla CO? disciolta nell’atmosfera e nel suolo, si è insinuata nelle fratture del calcare triassico, ampliandole progressivamente fino a formare un’ampia cavità. Il tetto di questa immensa camera è poi collassato, dando origine alla doppia struttura a “ciotola” dello Xiaozhai Tiankeng, con una vasca superiore profonda 320 m e una vasca inferiore profonda 342 m, collegate da un ripiano detritico. Sul fondo del tiankeng scorre il fiume Difeng, visibile per un breve tratto prima di scomparire nuovamente nella grotta omonima.[^12][^3][^5][^8]

2. Lo Xiaozhai Tiankeng: Il “Pozzo Celeste” Creato dal Fiume

2.1 Record di profondità e dimensioni

Lo Xiaozhai Tiankeng è classificato come la dolina più profonda e di maggiore volume al mondo. Le sue misure principali sono:[^4][^5] Parametro Valore Lunghezza (apertura) 626 m [^1][^3] Larghezza (apertura) 537 m [^1] Profondità massima 662 m [^12][^4] Vasca superiore (profondità) 320 m [^3] Vasca inferiore (profondità) 342 m [^3] Superficie dell’apertura 274.000 m² [^3] Volume totale ~119.349.000 m³ [^1]

La scarpata è quasi verticale su tutto il perimetro, caratteristica che distingue i tiankeng dalle ordinarie doline carsiche. Circa 75 tiankeng sono stati documentati nel mondo, e più di 50 si trovano in Cina.[^13][^8]

2.2 Il ruolo del fiume nella creazione del tiankeng

Il tiankeng non sarebbe mai nato senza il fiume sotterraneo: è proprio la potenza idraulica del Difeng ad aver continuamente rimosso i detriti dei crolli successivi, impedendo il riempimento della cavità e favorendo l’ulteriore approfondimento della dolina. Senza questo continuo smaltimento dei materiali franati, la grande voragine si sarebbe lentamente colmata e il paesaggio attuale non esisterebbe. Il fiume costituisce quindi il motore geomorfologico del sistema, e il suo studio è essenziale per capire l’evoluzione del tiankeng stesso.[^3][^1]

3. Il Fiume Sotterraneo: Dati Idrologici e Caratteristiche

3.1 Percorso e idrogeologia

Il fiume sotterraneo del sistema Difeng ha le seguenti caratteristiche quantificate dagli esploratori del China Caves Project:

Lunghezza totale del percorso sotterraneo: ~8,5 km[^2][^1]
Dislivello totale percorso: 364 m[^1][^4]
Portata media annua: 8,77 m³/s[^1]
Portata massima in piena: fino a 174 m³/s[^1]
Cascata di uscita: 46 m sul Fiume Migong[^2][^8]

Il fiume ha il suo punto di ingresso nel carso nella Gola di Tianjing e riemerge a valle sul Fiume Migong, già tributario del grande Yangtze. Per gran parte del suo percorso, l’acqua scorre al fondo di gallerie anguste, in condizioni di piena parziale o totale, il che rende l’esplorazione estremamente pericolosa. Esiste anche un impianto idroelettrico che ha deviato una parte delle acque, riducendo la portata visibile nel punto d’ingresso della grotta rispetto a quanto osservato nelle prime esplorazioni.[^12][^4][^1]

3.2 Stagionalità e dinamiche di piena

Uno degli ostacoli principali all’esplorazione è la fortissima stagionalità del regime idrologico. Il monitoraggio dei flussi rivela aumenti improvvisi e violenti della portata in coincidenza con il monsone estivo. Nelle settimane di massima precipitazione, il fiume può ingrossarsi di oltre 20 volte rispetto alla portata media, trasformando le gallerie in condotte forzate con correnti insostenibili per i subacquei. Anche nella stagione secca, le dimensioni e la velocità del flusso rendono l’avanzamento quasi impossibile per lunghi tratti. Questa variabilità estrema è la ragione principale per cui, nonostante decenni di tentativi, il percorso integrale del fiume non è ancora stato portato a termine.[^5][^6][^8]

4. Storia delle Esplorazioni Speleologiche

4.1 La scoperta del 1994: il China Caves Project

Lo Xiaozhai Tiankeng era notissimo agli abitanti locali da secoli, ma il suo riconoscimento da parte della comunità scientifica internazionale avvenne soltanto nel 1994. In quell’anno, una squadra di speleologi britannici della Royal Geographical Society, impegnata nella ricerca di nuovi obiettivi per il China Caves Project (progetto fondato nel 1985 da Andy Eavis e Tony Waltham in collaborazione con l’Istituto di Geologia Carsica di Guilin), individuò la dolina nei pressi di Xin Long, nella Contea di Fengjie. Erano partiti alla ricerca di nuovi siti di esplorazione nell’immenso carsismo cinese, e si trovarono di fronte alla formazione più grande di questo tipo mai censita. Nella stessa spedizione del 1994, il fiume e la Grotta Difeng furono parzialmente esplorati e mappati, aprendo una stagione di ricerca che proseguirebbe per decenni.[^14][^4][^5][^2][^1]

4.2 Le spedizioni successive (1996–2002)

Negli anni successivi il China Caves Project tornò più volte nella Contea di Fengjie, concentrandosi sul sistema “The Great Crack / The Great Doline” (La Grande Fessura / La Grande Dolina), che comprende il Difeng sotterraneo come collegamento cruciale tra le due grandi morfologie di superficie:

1996: La spedizione fu ostacolata da piogge torrenziali e mancanza di attrezzatura; furono comunque esplorati tratti aggiuntivi della galleria di risorgenza Tau Yuan He Dong.[^6]
1997: I livelli d’acqua elevati impedirono nuovamente ogni progresso significativo nella grotta.[^6]
1999: Nonostante le condizioni difficili, questa spedizione riuscì a esplorare completamente la superficie della Grande Fessura (10 km di rilievo topografico), sia a monte dalla Grande Dolina che a valle dall’estremità superficiale della gorge.[^6]
2002: Una squadra tornò specificamente ad “attaccare” il Di Feng sotterraneo, il collegamento ipogeo tra la Grande Fessura e la Grande Dolina. Le piogge persistenti impedirono ancora una volta ogni avanzamento. Frustrati dai ripetuti insuccessi, alcuni componenti del gruppo si spostarono nella Contea di Wulong, dove portarono alla luce la profondità record di -920 m nella grotta Qikeng Dong.[^6]

4.3 I cinque tentativi falliti

Secondo fonti di stampa anglosassoni autorevoli, speleologi internazionali hanno tentato almeno cinque volte nell’arco di un decennio di percorrere il fiume dall’inizio alla fine. Ogni volta, le spedizioni sono state costrette a ritirarsi di fronte alla potenza del torrente, all’improvviso innalzamento del livello dell’acqua e ai rischi per la sicurezza nelle gallerie allagate. Il giornale China National Geography, commentando questa situazione, scrisse: “La grotta rimane un mistero, in attesa di nuovi esploratori”.[^15][^5]

4.4 Spedizioni in corso e programmi futuri

Dopo il 2002, il China Caves Project pianificò una nuova spedizione risolutiva per completare l’esplorazione del tratto Difeng e pubblicare un resoconto complessivo di tutte le esplorazioni dell’area di Xin Long dagli anni ’90 in poi. Non risulta tuttavia da fonti pubbliche disponibili che tale esplorazione sia stata completata. Il fiume sotterraneo Difeng rimane uno dei principali obiettivi aperti della speleologia mondiale, una delle rare frontiere geografiche ancora intatte nell’era del GPS e delle immagini satellitari.[^6]

5. Sfide e Ostacoli all’Esplorazione

5.1 Difficoltà tecniche

Le principali difficoltà tecniche che rendono il Difeng uno dei fiumi sotterranei più difficili da esplorare al mondo sono:

Corrente violenta: La velocità dell’acqua nelle gallerie strette supera spesso i limiti fisici di qualsiasi tecnica speleo-subacquea o di progressione su corda.[^5]
Repentini innalzamenti del livello: In poche ore, il fiume può trasformarsi da torrente guadabile a condotta forzata sotto pressione. Chi si trova all’interno in quel momento rischia la vita.[^6]
Gallerie anguste: Tratti con larghezza dell’acqua da 1 a 15 m rendono complessa la progressione con attrezzatura subacquea completa.[^15]
Profondità dei sifoni: Il fondo del fiume sotterraneo non è mai stato raggiunto in molti punti. Il China Daily riportò che “il fondo del fiume sotterraneo non è stato ancora raggiunto” anche per i tratti accessibili.[^15]
Scarsa visibilità: Le acque torbide cariche di sedimenti in sospensione, specialmente durante le piene, azzerano la visibilità nelle immersioni.

5.2 Difficoltà logistiche

Remotezza: La zona è lontana da centri urbani, con infrastrutture stradali limitate, il che rende oneroso il trasporto di tonnellate di attrezzatura subacquea e tecnica.[^16]
Permessi e coordinamento cinese-internazionale: Le spedizioni internazionali necessitano di accordi con le autorità cinesi e con l’Istituto di Geologia Carsica. Il China Caves Project ha sviluppato questo rapporto sin dal 1985, ma le procedure restano complesse.[^14]
Stagione secca limitata: La finestra meteorologica utile all’esplorazione è ristretta ai mesi di bassa portata, che in una regione a regime monsonico possono ridursi a poche settimane all’anno.
Impatto dell’impianto idroelettrico: Una parte del corso d’acqua è stata deviata per alimentare una centrale idroelettrica costruita a valle, alterando parzialmente i flussi originali e complicando la lettura idrologica del sistema.[^16][^12]

6. Biodiversità e Significato Ecologico

6.1 La biodiversità nel tiankeng

L’ecosistema dello Xiaozhai Tiankeng è uno degli ambienti più straordinari del pianeta. L’isolamento verticale della grande dolina ha creato un microclima unico – più umido, più caldo in inverno e più fresco in estate rispetto alla superficie circostante – che ha favorito la conservazione di specie rare e lo sviluppo di foreste primarie incontaminate. Gli scienziati hanno censito 1.285 specie di piante e animali nel tiankeng, tra cui:[^17][^18][^5][^1]

Il ginkgo (Ginkgo biloba), fossile vivente[^5][^1]
Il leopardo nebuloso (Neofelis nebulosa), con una popolazione mondiale stimata inferiore ai 10.000 esemplari[^5]
Il Salamandrone cinese gigante (Andrias davidianus), il più grande anfibio del mondo[^19]
Piante endemiche delle foreste subtropicali sempreverdi a latifoglie[^20][^17]

Gli studi scientifici pubblicati su riviste peer-reviewed hanno confermato che i tiankeng svolgono una funzione essenziale come rifugi per la flora indigena nelle aree carsiche degradate dall’attività umana, conservando comunità forestali di grande valore che altrove sono andate perdute.[^20]

6.2 Le gallerie come habitat biologico

All’interno delle gallerie del Difeng, la fauna cavernicola resta in gran parte sconosciuta. Gli ambienti ipogei cinesi sono tra i più ricchi di specie endemiche al mondo, con numerose forme di vita adattate all’oscurità perenne: pesci ciechi della famiglia Cyprinidae, crostacei anfipodi, collemboli e diverse specie di invertebrati ancora non descritti dalla scienza. La difficoltà di accesso al fiume sotterraneo ha impedito campionamenti biologici sistematici, lasciando aperta la possibilità di scoprire nuove specie endemiche nelle porzioni ancora inesplorate.[^21][^22]

6.3 Importanza idrologica e per la ricerca climatica

Il sistema Difeng è fondamentale anche per la comprensione dell’idrologia carsica della Cina meridionale. I flussi del fiume sotterraneo reagiscono direttamente alle precipitazioni stagionali, rendendolo un indicatore naturale dei cicli climatici. I team internazionali che operano nell’area utilizzano sonde radar, strumentazione microclimatica e campionamenti sedimentologici per ricostruire la storia climatica della regione attraverso le datazioni isotopiche. Nella Contea di Fengjie si trovano anche importanti siti paleontologici correlati alle cavità carsiche della zona.[^23][^8]

7. Il Sistema Speleo nel Contesto del Carsismo Cinese

7.1 La Cina come regno mondiale della speleologia

La Cina ospita la più grande concentrazione di sistemi carsici del mondo. Le province di Guangxi, Guizhou e Chongqing, da sole, contengono centinaia di grotte con più di 10 km di percorso mappato. Il China Caves Project – avviato da Andy Eavis e Tony Waltham con la collaborazione cinese nel 1985 – ha costituito per trent’anni il principale strumento di esplorazione sistematica di questo patrimonio, censendo e cartografando migliaia di chilometri di gallerie. I tiankeng del carsismo cinese rappresentano una categoria geomorfologica unica al mondo, tanto che il termine stesso è stato codificato in letteratura scientifica internazionale solo nel 2005, in seguito alla formalizzazione della definizione da parte di un gruppo di esperti guidato dal Prof. Zhu Xuewen.[^24][^13][^14][^6]

7.2 Il Difeng nel panorama dei grandi fiumi sotterranei

Il Difeng non è un caso isolato: la Cina ospita oltre 2.836 fiumi ipogei, per una lunghezza teorica totale di 13.919 km. Tra i sistemi fluviali sotterranei più importanti troviamo il fiume del Dashiwei Tiankeng (Guangxi), parzialmente esplorato dal China Caves Project nel 2000-2002, e i sistemi di Shuanghe (Guizhou), la grotta più lunga dell’Asia. In tutti questi casi, il pattern si ripete: l’ingresso al fiume sotterraneo è possibile, ma percorrerlo integralmente rimane una sfida aperta. Il Difeng si distingue tuttavia per la sua combinazione di profondità, portata massima e lunghezza del tratto ancora inesplorato.[^25][^13][^6]

8. Status Attuale e Prospettive Future

8.1 Cosa manca ancora da esplorare

Alla data attuale, il nodo centrale irrisolto è il collegamento sotterraneo tra La Grande Fessura di superficie e la Grande Dolina – cioè il tratto del fiume che scorre interamente all’interno della montagna, al di sotto dello Xiaozhai Tiankeng. Nonostante cinque decenni di speleologia moderna abbiano portato alla mappatura di migliaia di chilometri di grotte cinesi, questo segmento di 8,5 km rimane uno dei rari “spazi bianchi” ancora intatti sulla mappa geografica della Terra. La sua esplorazione integrale richiederebbe:[^26][^15][^5][^6]

Condizioni di bassa portata eccezionalmente prolungate
Attrezzatura di speleosubacquea di ultimissima generazione (rebreather a circuito chiuso, propulsori subacquei)
Squadre di supporto logistico in più punti d’ingresso
Coordinamento stretto con le autorità cinesi e locali

8.2 Nuove tecnologie e strumenti emergenti

L’avanzamento tecnologico degli ultimi anni apre nuove possibilità. I rebreather a circuito chiuso hanno già rivoluzionato l’esplorazione dei sifoni lunghi in Europa (come nel caso del Timavo), consentendo autonomia molto superiore agli autorespiratori convenzionali. Strumenti di rilievo come il Cavway X1, sviluppato dallo speleologo Siwei Tian e presentato nel 2024 a conferenze internazionali, promettono rilievi topografici di precisione BCRA Grade 6 anche in condizioni difficili. La scansione 3D con LIDAR è già stata impiegata nel vicino sistema di Miao Room (Guangxi) con straordinari risultati. Applicata alle gallerie del Difeng, permetterebbe di ottenere modelli volumetrici precisi anche senza la presenza di speleologi in ogni punto.[^27][^28][^29][^30]

8.3 Implicazioni scientifiche di una futura esplorazione completa

Il completamento dell’esplorazione del Difeng avrebbe implicazioni significative su più fronti:

Geomorfologia: Permetterebbe di ricostruire con precisione i meccanismi di formazione dello Xiaozhai Tiankeng e di quantificare il volume di roccia dissolto nel tempo.
Idrologia: Fornirebbe dati sul regime di flusso interno, essenziali per la gestione delle acque sotterranee di una regione densamente popolata.
Biologia: Consentirebbe campionamenti sistematici della fauna cavernicola, con alta probabilità di scoperta di nuove specie endemiche.
Paleoclimatologia: I sedimenti delle gallerie conservano informazioni sui cambiamenti climatici degli ultimi 128.000 anni, leggibili attraverso analisi isotopiche.[^8]
Patrimonio: Rafforzerebbe il già significativo valore del Parco Nazionale Tiankeng Difeng come sito di eccezionale importanza geologica mondiale, candidato a futuri riconoscimenti UNESCO.[^31][^32]

9. Conservazione e Tutela

Il Parco Nazionale Tiankeng Difeng è classificato come attrazione turistica nazionale di livello 4A, con una scalinata di 2.800 gradini che permette ai visitatori di scendere sul fondo della dolina. La pressione turistica, pur incrementando la consapevolezza pubblica del sito, pone rischi di degrado dell’ecosistema straordinariamente fragile del tiankeng. Studi scientifici sulla biodiversità dei tiankeng cinesi sottolineano l’importanza critica di questi habitat come rifugi per la flora indigena in un territorio carsico largamente degredato dalle attività umane. La conservazione del fiume sotterraneo è strettamente connessa alla qualità delle acque di infiltrazione in superficie: qualsiasi forma di inquinamento nella bacino idrografico a monte si trasferirebbe rapidamente nelle gallerie del Difeng, potenzialmente annientando ecosistemi che non sono ancora stati nemmeno censiti.[^18][^7][^20]

Conclusioni

Il fiume sotterraneo Difeng rappresenta una delle ultime grandi frontiere inesplorate della speleologia mondiale. Nella sua combinazione di grandiosità geologica, eccezionale biodiversità e irrisolta sfida esplorativa, esso incarna perfettamente la tensione tra le conquiste della scienza contemporanea e i limiti che la natura impone ancora all’indagine umana. Tre decenni dopo la sua “scoperta” da parte della comunità scientifica internazionale, il tratto sotterraneo che unisce la Grande Fessura alla Grande Dolina attende ancora l’equipaggio capace di percorrerlo. Con le tecnologie emergenti di speleosubacquea, rilievo digitale e supporto remoto, quella frontiera potrebbe finalmente chiudersi – rivelando segreti geologici, biologici e climatici di importanza globale.[^5][^6]

References

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Tian Keng Di Feng Guojiaji Fengjing Mingshengqu (China) – LC Linked Data Service: Authorities and Vocabularies | Library of Congress, from LC Linked Data Service: Authorities and Vocabularies (Library of Congress)

Fonti consultate

Scintilena.com — Cina: l’esplorazione di una gigantesca dolina rivela sul fondo una foresta primordiale e tre possibili grotte (maggio 2022): https://www.scintilena.com/cina-lesplorazione-di-una-gigantesca-dolina-rivela-sul-fondo-una-foresta-primordiale-e-tre-possibili-grotte/
Scintilena.com — I Tiankeng Cinesi: Giganteschi Portali verso Mondi Sotterranei Nascosti (agosto 2025): https://www.scintilena.com/i-tiankeng-cinesi-giganteschi-portali-verso-mondi-sotterranei-nascosti/08/21/
Xinhua News Agency — Giant karst sinkhole discovered in China’s Guangxi (6 maggio 2022): http://english.news.cn/20220507/722aa19654e9469db044f1c231fb260e/c.html
NPR — Scientists discover an ancient forest inside a giant sinkhole in China (19 maggio 2022): https://www.npr.org/2022/05/20/1100459262/giant-sinkhole-china-ancient-forest
The Debrief — Scientists Keep Finding Giant Sinkholes in China that Hide Ancient Forests (maggio 2024): https://thedebrief.org/scientists-keep-finding-giant-sinkholes-in-china-that-hide-ancient-forests-unknown-wildlife-and-long-lost-species/
BBC News — China’s sinkholes: Tourist boom threatens ancient forests (novembre 2024): https://www.bbc.com/news/articles/c8697gqwyx6o
UNESCO Courier — China’s “heavenly pits”, a dive into the unknown (2025): https://courier.unesco.org/en/articles/chinas-heavenly-pits-dive-unknown
UNESCO IGGP — Leye Fengshan UNESCO Global Geopark: https://www.unesco.org/en/iggp/leye-fengshan-unesco-global-geopark
PubMed Central / PMC5484678 — Karst tiankengs as refugia for indigenous tree flora amidst a degraded landscape in southwestern China (2017): https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC5484678/
PubMed Central / PMC9174222 — Original karst tiankeng with underground virgin forest as an inaccessible refugia in Yunnan, China (2022): https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC9174222/
PubMed Central / PMC9603550 — Species Diversity of Cordyceps-Like Fungi in the Tiankeng Karst Region (2022): https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC9603550/
PubMed Central / PMC9927240 — Unique Habitat of Karst Tiankengs Changes Soil Microbial Communities (2023): https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC9927240/
ScienceDirect — Effects of Tiankeng topography on ecological strategy of karst forests (Ecological Indicators, 2023): https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S1470160X23008063
Wiley / Land Degradation & Development — Karst Tiankeng Is the Refuge of Microbial Diversity (marzo 2025): https://onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1002/ldr.5582
People’s Daily / en.people.cn — Two critically endangered species found in Yunnan after 100 years (luglio 2021): http://en.people.cn/n3/2021/0719/c90000-9874059.html
Bastille Post — Chinese scientists reintroduce endangered plant to native habitat in Yunnan (giugno 2025): https://www.bastillepost.com/global/article/4968385-chinese-scientists-reintroduce-endangered-plant-to-native-habitat-in-yunnan
Cambridge / Oryx — Use of plant tissue culture to conserve the Critically Endangered Petrocosmea grandiflora in China (2024): https://www.cambridge.org/core/journals/oryx/article/use-of-plant-tissue-culture-to-conserve-the-critically-endangered-petrocosmea-grandiflora-in-china
Scintilena.com — Verso una risoluzione ONU sugli ecosistemi carsici (dicembre 2025): https://www.scintilena.com/verso-una-risoluzione-onu-sugli-ecosistemi-carsici-e-la-protezione-del-carsismo/12/09/
Scintilena.com — Rivoluzione nella speleologia italiana: tomografia elettrica 3D per decifrare i segreti dei sinkhole (agosto 2025): https://www.scintilena.com/rivoluzione-nella-speleologia-italiana-tomografia-elettrica-3d-per-decifrare-i-segreti-dei-sinkhole/

Io Fonti
[1] Giant karst sinkhole discovered in China’s Guangxi http://english.news.cn/20220507/722aa19654e9469db044f1c231fb260e/c.html
[2] Cina l’esplorazione di una gigantesca dolina rivela sul fondo una foresta primordiale e tre possibili grotte – Scintilena https://www.scintilena.com/cina-lesplorazione-di-una-gigantesca-dolina-rivela-sul-fondo-una-foresta-primordiale-e-tre-possibili-grotte/05/27/
[3] Descending Into the Lush Underworld of China’s Newly Discovered Sinkhole https://www.atlasobscura.com/articles/china-new-sinkhole-discovery
[4] I Tiankeng Cinesi: Giganteschi Portali verso Mondi … https://www.scintilena.com/i-tiankeng-cinesi-giganteschi-portali-verso-mondi-sotterranei-nascosti/08/21/
[5] Chine : un gouffre géant récemment découvert renfermerait une forêt primitive https://www.24matins.fr/chine-un-gouffre-geant-recemment-decouvert-renfermerait-une-foret-primitive-1339722
[6] Scientists Keep Finding Giant Sinkholes in China that Hide Ancient … https://thedebrief.org/scientists-keep-finding-giant-sinkholes-in-china-that-hide-ancient-forests-unknown-wildlife-and-long-lost-dna/
[7] China’s sinkholes: Tourist boom threatens ancient forests – BBC https://www.bbc.com/news/articles/c8697gqwyx6o
[8] Scientists discover an ancient forest inside a giant sinkhole in China https://www.npr.org/2022/05/20/1100459262/giant-sinkhole-china-ancient-forest
[9] What we know so far about China’s massive sinkholes https://www.scmp.com/news/china/science/article/3179427/what-we-know-so-far-about-newly-discovered-forest-massive
[10] Giant sinkhole with a forest inside found in China | Live Science https://www.livescience.com/new-sinkhole-discovered-china
[11] 2025 Spring Lecture Series: The World Below: An Introduction to Caves and Karst I SHI https://www.youtube.com/watch?v=zTRD-pq9Ux0
[12] International Year of Cave and Karst – New Mexico Tech https://www.nmt.edu/news/2021/international_year_of_cave_and_karst.php
[13] Two critically endangered species found in Yunnan after 100 years http://en.people.cn/n3/2021/0719/c90000-9874059.html
[14] Two critically endangered species found in Yunnan after 100 years (5) http://en.people.cn/n3/2021/0719/c90000-9874059-5.html
[15] Chinese scientists reintroduce endangered plant to native habitat in Yunnan https://www.bastillepost.com/global/article/4968385-chinese-scientists-reintroduce-endangered-plant-to-native-habitat-in-yunnan
[16] Species Diversity of Cordyceps-Like Fungi in the Tiankeng Karst Region of China https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC9603550/
[17] Unique Habitat of Karst Tiankengs Changes the Taxonomy … – PMC https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC9927240/
[18] [PDF] Karst tiankengs as refugia for indigenous tree flora amidst a degraded landscape in southwestern China | Semantic Scholar https://www.semanticscholar.org/paper/Karst-tiankengs-as-refugia-for-indigenous-tree-a-in-Su-Tang/87c944d1ddb3fdb1f45f64236581a627d0301774
[19] Effects of Tiankeng topography on ecological strategy of karst … https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S1470160X23008063
[20] Karst Tiankeng Is the Refuge of Microbial Diversity in the Degraded … https://onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1002/ldr.5582
[21] Leye Fengshan UNESCO Global Geopark https://www.unesco.org/en/iggp/leye-fengshan-unesco-global-geopark
[22] Spedizione internazionale in Cina scopre enorme voragine ingresso … https://www.scintilena.com/spedizione-internazionale-in-cina-scopre-enorme-voragine/04/09/
[23] Inside China’s Giant Sinkhole – The Hidden World of Dashiwei Tiankeng https://www.youtube.com/watch?v=07cio98Dnrw&vl=en-US
[24] Verso una risoluzione ONU sugli ecosistemi carsici e la … https://www.scintilena.com/verso-una-risoluzione-onu-sugli-ecosistemi-carsici-e-la-protezione-del-carsismo/12/09/

Fonti: Wikipedia IT – Xiaozhai Tiankeng; Scintilena.com – I Tiankeng Cinesi; Scintilena.com – Sinkhole cause e impatti; molfettadiscute.altervista.org; scienzenotizie.it; amazingandwonderful.com

Fonti
[1] Xiaozhai Tiankeng – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Xiaozhai_Tiankeng
[2] I Tiankeng Cinesi: Giganteschi Portali verso Mondi Sotterranei … https://www.scintilena.com/i-tiankeng-cinesi-giganteschi-portali-verso-mondi-sotterranei-nascosti/08/21/
[3] Xiaozhai Tiankeng: A Breathtaking Natural Wonder – Amazing … https://amazingandwonderful.com/xiaozhai-tiankeng-a-breathtaking-natural-wonder/
[5] Il ‘pozzo celeste’, ecco cosa si nasconde nella dolina più profonda al … https://www.scienzenotizie.it/2024/03/30/il-pozzo-celeste-ecco-cosa-si-nasconde-nella-dolina-piu-profonda-al-mondo-5070152
[6] Sinkhole: Quando la Terra Sprofonda – Scintilena https://www.scintilena.com/sinkhole-le-cause-delle-voragini-della-terra/10/04/
[10] Cina l’esplorazione di una gigantesca dolina rivela sul fondo una foresta primordiale e tre possibili grotte – Scintilena https://www.scintilena.com/cina-lesplorazione-di-una-gigantesca-dolina-rivela-sul-fondo-una-foresta-primordiale-e-tre-possibili-grotte/05/27/
[11] Xiaozhai Tiankeng https://de.wikiup.org/wiki/Xiaozhai_Tiankeng
[12] Il Soccorso Alpino di ritorno dall’istruzione in Cina https://www.scintilena.com/il-soccorso-alpino-di-ritorno-dallistruzione-in-cina/04/08/
[18] Voragini della Terra: Cause e Impatti dei Sinkhole – Scintilena https://www.scintilena.com/voragini-della-terra-cause-e-impatti-dei-sinkhole/12/04/
[19] Doline carsiche in Valjevo–Mionica: distribuzione spaziale … https://www.scintilena.com/doline-carsiche-in-valjevo-mionica-distribuzione-spaziale-e-fattori-morfologici/08/08/
[22] In Cambogia, nuove specie emergono dal buio delle grotte – Scintilena https://www.scintilena.com/in-cambogia-nuove-specie-emergono-dal-buio-delle-grotte/03/29/
[27] Xiaozhai Tiankeng: China’s Epic Sinkhole! https://kibana.briz.ua/blog/xiaozhai-tiankeng-chinas-epic-sinkhole-1767647824
[28] la classificazione dei fenomeni di sprofondamento in base alla … https://sgi.isprambiente.it/sinkholeweb/classificazione.html
[29] Dolina carsica – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Dolina_carsica
[32] Sinkholes: problemi terminologici — Italiano – ISPRA https://www.isprambiente.gov.it/it/attivita/suolo-e-territorio/sinkholes-e-cavita-sotterranee/sinkholes-problemi-terminologici

L'articolo Xiaozhai Tiankeng: dentro la dolina più profonda del mondo, dove una foresta primordiale sopravvive nell’ombra dell’abisso proviene da Scintilena.

LochViewer – web Loch

Blog SSS

Od:dankez

Apríl 30^th 2026 at 23:23

LochViewer: Modernizácia webového prehliadača jaskýň

Objavovanie a mapovanie jaskýň si vyžaduje spracovanie kopy priestorových dát. Prezentácia týchto výsledkov odbornej aj laickej verejnosti je dôležitou súčasťou našej práce. Pôvodný program CaveView dlho slúžil na zobrazovanie 3D modelov, no rozhodol som sa ho s pomocou umelej inteligencie kompletne prepísať a zmodernizovať pod novým názvom LochViewer. Prečo? Aby konečne vyhovoval mojim dnešným nárokom a netváril sa, že zamrzol v minulom storočí.

Rozhodol som sa mu preto dopriať facelift. Pod kapotu som mu namontoval pár vylepšení s pomocou AI a moderných knižníc. Výsledok sa volá LochViewer (LV) a tu je prehľad toho, prečo by ste ho mali vyskúšať…

🏔️ 1. Inteligentné vrstevnice

Dynamické popisy: Pri hlavných vrstevniciach uvidíte nadmorskú výšku. Algoritmus sa stará o to, aby ste mali v zornom poli vždy 1-3 čísla, takže nestratíte prehľad.

Lepšia viditeľnosť: Čísla a čiary sú renderované „nad“ terénom, takže sa nebijú s textúrou mapy.
Adaptívny zoom: Čím bližšie ste, tým sú popisy vrstevnice hustejšie. Pri pohľade z diaľky sa zase inteligentne zmenšia.

🗺️ 2. Mapy a povrchy s milimetrovou presnosťou

Už žiadne odhadom natiahnuté satelitné snímky. Ak máte fotomapu, LochViewer ju na terén usadí s matematickou presnosťou.

Manuálna kalibrácia: Ak textúra/povrch nesedí úplne presne, v bočnom paneli ju môžete jednoducho posúvať šípkami, kým „nepadne“ na miesto.
Vynovené shadery: Prepracovali sme grafický motor. Textúry sú ostrejšie a zobrazujú sa spoľahlivo aj pri extrémne rozsiahlych modeloch.

📐 3. Merania pre detailistov

Potrebujete vedieť, koľko metrov vápenca máte nad hlavou? Stačí kliknúť.

Hĺbka pod povrchom: Jedným klikom v jaskyni zistíte presnú vertikálnu vzdialenosť k povrchu.
GPS súradnice: Kliknite na ľubovoľný bod a okamžite získate súradnice WGS84. Skvelá pomôcka, keď hľadáte nový vchod v hustom lese pomocou mobilu.
3D pravítko: Meranie vzdialeností medzi bodmi je teraz maximálne intuitívne, je mozne merat vzdialenost medzi vetvami jaskyne, dvoma modelmi alebo k lubovolnému bodu povrchu.

🎥 4. Filmové štúdio v prehliadači

Chcete predviesť model na schôdzi klubu alebo na prednáške? Zapnite auto-rotáciu a stlačte Nahrať. Aplikácia vám vygeneruje WebM video, ktoré môžete okamžite zdieľať. Nepotrebujete žiadny ďalší softvér na nahrávanie obrazovky. To iste platí aj pre manuálny pohyb, kliknite Nahrať a pracujte s modelom, všetky pohyby, zoom a nastavenia budu potom pekne v plynulom videu.

🔗 5. Zdieľanie (Embed)

Moja bľúbená funkcia. Chcete vložiť model na svoj web?

Nastavte si ideálny uhol pohľadu, farby a rezy.
Kliknite na Share.
LV vygeneruje odkaz, ktorý si toto nastavenie pamätá. Keď ho niekomu pošlete, uvidí presne to isté, čo vy.
K dispozícii je aj iframe kód pre čisté vloženie do stránky bez zbytočných ovládacích panelov, dole ukážka kde sa môžete pohrať a pokrútiť ale nie menit nastavenia a povrchy, sidebar nieje k dispozícii.

Ovládanie

ľavé tlačidlo — otáčanie
pravé tlačidlo — posun
koliesko — zoom
dotykové gestá podporované

📱 6. Mobilná verzia

Celý LochViewer je responzívny. Na mobile sa menu skryje pod hamburger, aby ste mali celú plochu na model.

✂️ 7. Rezy jaskyňou (Clipping)

Chcete vidieť, ako presne vyzerá profil jaskyne alebo koľko vás delí od povrchu? S touto vychytávkou si zobrazíte svoj model v rôznych rezoch.

Dva kliky a hotovo: Stačí spojiť dva body (napríklad vchod a dno priepasti), kliknut na tlačidlo vytvoriť rez a LochViewer vám okamžite vyreže čistý profil.
Posúvajte, ako potrebujete: Rez nie je statický obrázok. V sidebare si ho môžete plynule posúvať hore-dole alebo do strán a sledovať, ako sa masív mení …

🎥Video demo

Pripravil som pre Vás aj krátku video ukážku, kde všetky tieto novinky uvidíte v akcii. Je to autentické, bez prípravy a na jeden pokus – takže vopred ospravedlňte moje občasné „zadrhávanie“.

loch.sss.sk

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Le acque invisibili della piana di Cassino: uno studio ridefinisce il bilancio idrogeologico regionale

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 30^th 2026 at 12:00

Un sistema carsico tra Lazio e Campania alimenta sorgenti con portate fino a 23.000 litri al secondo. La ricerca di Saroli, Lancia e Petitta ricostruisce i percorsi sotterranei e aggiorna le stime sulla disponibilità idrica dell’area

La piana di Cassino, crocevia delle acque sotterranee appenniniche

La piana di Cassino, bacino intermontano al confine tra Lazio e Campania, è uno dei punti di convergenza più importanti delle acque sotterranee dell’Appennino centro-meridionale. Qui i massicci carbonatici circostanti — formati da calcari e dolomie mesozoiche — raccolgono le precipitazioni, le convogliano in profondità e le restituiscono in superficie attraverso grandi sorgenti.

Le sorgenti del Gari e della Peccia sono i principali recapiti di questo sistema. Le loro portate possono raggiungere complessivamente 23.000 litri al secondo, un volume che testimonia la vastità e la complessità degli acquiferi carsici che le alimentano.

La geologia controlla il flusso: pieghe, faglie e barriere sotterranee

Uno studio pubblicato nel 2019 sull’Hydrogeology Journal da Maurizio Saroli, Marco Lancia e Marco Petitta ha ricostruito in dettaglio i meccanismi che governano questo sistema. La ricerca mostra che il percorso dell’acqua nel sottosuolo non è casuale.

La struttura tettonica dell’area — dominata da sovrascorrimenti (thrust faults), pieghe e strati a bassa permeabilità — crea una rete di corridoi e barriere invisibili che indirizza i flussi idrici su distanze di decine di chilometri. Le faglie possono aprire vie preferenziali alla circolazione idrica, oppure bloccarla del tutto quando sono riempite da materiali impermeabili. Le pieghe concentrano la fratturazione favorendo l’infiltrazione o convogliano l’acqua verso fondovalle.

Comprendere questa “geografia sotterranea” è indispensabile per stimare con precisione quanta acqua è disponibile nel sistema.

Un nuovo modello concettuale per superare le contraddizioni

Prima di questo studio, la letteratura scientifica sull’area presentava due modelli idrogeologici concorrenti: uno basato su misure di portata e dati di pozzo, l’altro derivato dall’analisi strutturale delle rocce affioranti. I due approcci davano risultati difficilmente conciliabili.

La ricerca di Saroli, Lancia e Petitta ha proposto un modello concettuale integrato, che mette insieme le evidenze quantitative con quelle strutturali. Il risultato è una ridefinizione del bilancio idrogeologico regionale: la ripartizione delle acque tra i diversi bacini e le sorgenti era stimata in modo parziale dai modelli precedenti.

Dalle montagne all’acquedotto: l’importanza strategica delle sorgenti

Le acque che emergono nella piana di Cassino non sono solo un dato scientifico. Le sorgenti del Gari e della Peccia sono collegate all’Acquedotto Campania Occidentale, che rifornisce Napoli e il suo hinterland. La gestione di queste risorse ha quindi una ricaduta diretta sulla disponibilità di acqua potabile per milioni di persone.

In Italia, gli acquiferi carsici forniscono circa il 40% dell’acqua potabile nazionale. La piana di Cassino rappresenta uno dei nodi più rilevanti di questo sistema.

Siccità, prelievi e cambiamento climatico: le sfide future

Lo studio non si limita a descrivere il sistema attuale. Ridefinire il bilancio idrogeologico regionale significa anche capire come le sorgenti reagirebbero a scenari futuri di siccità prolungata o di aumento dei prelievi.

Negli acquiferi carsici, la risposta alle sollecitazioni esterne è spesso non lineare. Le portate possono diminuire rapidamente durante i periodi di siccità e recuperare altrettanto velocemente dopo le piogge, ma i margini di sicurezza dipendono dalla quantità di acqua immagazzinata nel sistema profondo. Una stima errata del bilancio può portare a prelievi insostenibili e a crisi idriche difficili da prevedere.

La ricerca di Saroli, Lancia e Petitta fornisce una base più solida per affrontare queste domande, utile anche per la pianificazione delle risorse idriche in un contesto di cambiamenti climatici.

Vulnerabilità degli acquiferi carsici: un fattore da non sottovalutare

Un elemento che la ricerca sottolinea indirettamente è la vulnerabilità intrinseca degli acquiferi carsici. A differenza degli acquiferi porosi classici, nei sistemi carsici l’acqua si muove rapidamente attraverso condotti e fratture, senza subire una filtrazione efficace. Gli inquinanti possono raggiungere le sorgenti in poche ore, con conseguenze difficili da mitigare.

Per questo motivo, conoscere i percorsi del flusso sotterraneo non serve solo a quantificare la risorsa, ma anche a proteggerne la qualità, individuando le zone di ricarica più esposte e le aree da tutelare con maggiore attenzione.

L’articolo di Saroli, Lancia e Petitta (2019)

Inquadramento geologico della piana di Cassino come bacino intermontano appenninico con tettonica a sovrascorrimenti
Il sistema sorgentizio del Gari e della Peccia con portate fino a 23.000 L/s, e il suo ruolo per l’Acquedotto Campania Occidentale
La questione dei modelli concettuali contrapposti presenti in letteratura prima del 2019, e come lo studio li riconcilia
Perché pieghe, faglie e strati impermeabili funzionano sia come corridoi sia come barriere per le acque sotterranee
Il bilancio idrogeologico regionale e le sue implicazioni per la gestione in periodo di siccità o cambiamento climatico
Vulnerabilità degli acquiferi carsici e connessione con la fornitura del ~40% dell’acqua potabile italiana
8 domande di autoverifica (brevi e argomentative) e flashcard di sintesi pronte per la ripetizione rapida

Guida di Studio – La Piana di Cassino: Geologia e Idrogeologia dei Grandi Acquiferi Carsici

Fonte principale: Saroli, M., Lancia, M. & Petitta, M. The geology and hydrogeology of the Cassino plain (central Apennines, Italy): redefining the regional groundwater balance. Hydrogeol J 27, 1563–1579 (2019). https://doi.org/10.1007/s10040-019-01953-w (Licenza CC BY 4.0)

1. Inquadramento geografico e geologico

La piana di Cassino è un bacino intermontano quaternario dell’Appennino centro-meridionale italiano, collocato al confine tra Lazio e Campania. È circondata da massicci carbonatici (calcari e dolomie mesozoiche) che formano bacini idrogeologici carsici di grandi dimensioni.[1][2]

La struttura geologica dell’area è dominata dalla tettonica a sovrascorrimenti (thrust tectonics) della catena appenninica, con pieghe e faglie che hanno sovrapposto diversi corpi carbonatici, creando un assetto complesso nel sottosuolo. Strati poco permeabili intercalati fungono da barriere idrogeologiche che separano e guidano i flussi sotterranei.[1]

Concetti chiave da memorizzare

Termine	Definizione
Bacino intermontano	Depressione strutturale tra rilievi montuosi, colmata da sedimenti quaternari
Sovrascorrimento (thrust)	Faglia che porta rocce più antiche sopra rocce più recenti
Piega	Deformazione degli strati rocciosi in forma di anticlinale o sinclinale
Acquifero carbonatico	Roccia calcarea/dolomitica che accumula e trasmette acqua sotterranea
Strato poco permeabile (aquitard)	Livello che rallenta o blocca il flusso idrico sotterraneo

2. Il sistema idrogeologico: le sorgenti del Gari e della Peccia

Le sorgenti del Gari e della Peccia sono i principali recapiti delle acque sotterranee nella piana di Cassino. Costituiscono uno dei sistemi sorgentizi più importanti d’Italia per volumi erogati.[2][1]

Portata totale: fino a 23.000 L/s (23 m³/s)[1]
Le acque provengono da acquiferi carsici montani estesi nelle aree circostanti
I percorsi sotterranei sono guidati da pieghe, faglie e livelli impermeabili che funzionano come corridoi e barriere nel sottosuolo[1]
L’area è oggetto di studi idrogeologici sin dagli anni ’70, anche per l’importanza strategica dell’Acquedotto Campania Occidentale, che alimenta Napoli e il suo hinterland[1]

Schema del percorso dell’acqua (da ricordare)

Precipitazioni ? Infiltrazione nelle rocce carbonatiche montane
     ?
Circolazione guidata da pieghe, faglie e strati impermeabili
     ?
Convergenza nella piana di Cassino (zona di recapito)
     ?
Emergenza nelle sorgenti del Gari e della Peccia (fino a 23.000 L/s)

3. Il problema del modello concettuale

Prima dello studio del 2019, in letteratura esistevano due modelli concettuali contrapposti:[1]

Modello quantitativo-idrogeologico: basato su misure di portata e dati di pozzo
Modello da rilevamento sul campo (fieldwork): basato sull’analisi strutturale delle rocce

Lo studio di Saroli, Lancia e Petitta ha proposto un nuovo modello concettuale che integra entrambi gli approcci, riconoscendo il ruolo fondamentale della tettonica a sovrascorrimenti nel controllare le idrostrutture (= corpi idrogeologici delimitati da barriere geologiche) e i percorsi del flusso sotterraneo.[1]

Concetto chiave per l’esame: Una singola area può avere più modelli idrogeologici concorrenti. Il progresso scientifico consiste nell’integrare dati quantitativi e strutturali per costruire un modello più accurato.

4. Perché la struttura geologica controlla il flusso idrico

Negli acquiferi carbonatici appenninici, faglie, pieghe e litologie impermeabili non sono solo caratteristiche passive: determinano attivamente dove l’acqua scorre, dove si accumula e da dove emerge.[3][1]

Le faglie possono creare sia condotti preferenziali (se aperte e fratturate) sia barriere (se riempite da materiale impermeabile)
Le pieghe anticlinali concentrano la fratturazione nella parte sommitale, favorendo la percolazione
Le pieghe sinclinali possono raccogliere l’acqua e convogliarla verso i fondovalle
I sovrascorrimenti giustappongono rocce di permeabilità diversa, creando interfacce idrogeologiche critiche[1]

Studi analoghi su altri acquiferi carbonatici appenninici confermano che la distribuzione della ricarica e la direzione del flusso dipendono in modo determinante dall’assetto strutturale.[3]

5. Bilancio idrogeologico regionale e gestione della risorsa

Il concetto di bilancio idrogeologico è centrale nello studio: si tratta di quantificare quanta acqua entra nel sistema (ricarica da pioggia e neve), quanta circola e quanta emerge nelle sorgenti.[1]

Capire la “geografia invisibile” del sottosuolo è essenziale per:

Stimare la disponibilità effettiva di acqua nel lungo periodo
Prevedere la risposta delle sorgenti a periodi di siccità prolungata
Valutare la sostenibilità dei prelievi per uso potabile, agricolo e industriale
Adattarsi ai cambiamenti climatici, che possono ridurre la ricarica degli acquiferi

La variazione delle portate sorgive in relazione ai prelievi e alla siccità è una delle questioni più urgenti per la gestione idrica in Italia, dato che gli acquiferi carsici forniscono circa il 40% dell’acqua potabile nazionale.[4][5]

6. Vulnerabilità e rischi degli acquiferi carsici

Gli acquiferi carsici come quelli della piana di Cassino presentano caratteristiche di vulnerabilità specifiche:

Scarso potere autodepurante: le sostanze inquinanti si trasferiscono rapidamente senza filtrazione efficace
Alta velocità di flusso: in presenza di condotti carsici, l’acqua può percorrere chilometri in poche ore
Bacini di alimentazione estesi: l’area di ricarica può non coincidere con la zona di emergenza, rendendo difficile la tutela

Il patrimonio idrico carsico italiano è stimato in circa 410 milioni di metri cubi/anno, un valore che rende queste risorse strategiche per l’approvvigionamento urbano di grandi centri come Roma e Napoli.[6][4]

7. Domande di autoverifica

Domande a risposta breve:

Che cosa si intende per “idrostruttura” e come viene delimitata in un acquifero carsico appenninico?
Perché la tettonica a sovrascorrimenti complica la ricostruzione del bilancio idrogeologico nella piana di Cassino?
Quali sono le due sorgenti principali della piana di Cassino e qual è la loro portata massima complessiva?
Per quale motivo esistevano due modelli concettuali contrastanti prima dello studio del 2019?
Come possono le faglie funzionare sia come corridoi sia come barriere per le acque sotterranee?

Domande a risposta ampia:

Spiega il percorso dell’acqua dall’infiltrazione nelle montagne circostanti alla sua emergenza nelle sorgenti della piana di Cassino, indicando i fattori geologici che lo guidano.
Quali implicazioni pratiche ha la ridefinizione del bilancio idrogeologico regionale per la gestione dell’acqua potabile in un contesto di cambiamenti climatici?
Confronta la vulnerabilità di un acquifero carsico con quella di un acquifero poroso classico (sabbie e ghiaie), evidenziando le differenze nella velocità di flusso e nella capacità autodepurante.

8. Flashcard di sintesi

Domanda	Risposta
Portata totale sorgenti Gari + Peccia	Fino a 23.000 L/s
Anno dello studio Saroli et al.	2019, Hydrogeology Journal
Tipo di bacino	Intermontano quaternario
Struttura tettonica dominante	Sovrascorrimenti (thrust tectonics)
Principale utilizzo delle acque	Acquedotto Campania Occidentale (Napoli e hinterland)
% acqua potabile italiana da acquiferi carsici	~40%
Ruolo delle faglie nei flussi	Sia corridoi sia barriere idrogeologiche
Motivo della complessità del modello	Due modelli contrapposti in letteratura prima del 2019

9. Connessioni con temi più ampi

Lo studio della piana di Cassino si inserisce in un quadro più ampio di ricerca sugli acquiferi carbonatici italiani:[7][2]

I tracciamenti idrogeologici (uso di traccianti colorati o chimici) sono strumenti fondamentali per ricostruire i percorsi sotterranei reali[8]
La conduttività idraulica dei mezzi carsici fratturati varia di molti ordini di grandezza e deve essere calibrata a scala locale e regionale[2]
Le anomalie geochimiche legate a faglie attive possono modificare la chimica delle acque sorgive, rendendo necessario un monitoraggio integrato[7]
I cambiamenti climatici e la siccità crescente rendono urgente la revisione dei bilanci idrogeologici per una gestione sostenibile delle risorse[9][5]

Note bibliografiche e fonti consultate

Saroli, M., Lancia, M. & Petitta, M. (2019). The geology and hydrogeology of the Cassino plain (central Apennines, Italy): redefining the regional groundwater balance. Hydrogeology Journal, 27, 1563–1579. https://doi.org/10.1007/s10040-019-01953-w — Articolo distribuito con Licenza Creative Commons Attribution 4.0 International
Hindawi – Geofluids (2018). A Double Scale Methodology to Investigate Flow in Karst Fractured Media via Numerical Analysis: The Cassino Plain Case Study. https://www.hindawi.com/journals/geofluids/2018/2937105/
MDPI – Water (2022). A Stepwise Modelling Approach to Identifying Structural Features That Control Groundwater Flow in a Folded Carbonate Aquifer System. https://www.mdpi.com/2073-4441/14/16/2475
MDPI – Water (2020). Hydrogeochemical Characters of Karst Aquifers in Central Italy and Relationship with Neotectonics. https://www.mdpi.com/2073-4441/12/7/1926
Scintilena – Le acque di origine carsica: una risorsa strategica da tutelare. https://www.scintilena.com/le-acque-di-origine-carsica-una-risorsa-strategica-da-tutelare/08/27/
Scintilena – Acquiferi carsici in Italia: una risorsa idrica strategica da tutelare. https://www.scintilena.com/acquiferi-carsici-in-italia-una-risorsa-idrica-strategica-da-tutelare/06/05/
Scintilena – Convegno sugli acquiferi carsici a Seravezza. https://www.scintilena.com/convegno-sugli-acquiferi-carsici-a-seravezza-un-bene-da-salvaguardare/11/11/

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Il Grand Canyon nasceva da un lago: nuove prove riscrivono la storia della più famosa gola al mondo

Scintilena

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Apríl 29^th 2026 at 10:00

Cristalli di zircone e depositi di spiaggia fossile indicano che 6,6 milioni di anni fa il fiume Colorado riempì il bacino Bidahochi fino a farlo tracimare sul Kaibab Plateau

Un nuovo studio pubblicato su Science propone che il Grand Canyon si sia formato circa 6,6 milioni di anni fa quando il fiume Colorado si riversò in un antico lago (Bacino Bidahochi), le cui acque tracimarono sul Kaibab Plateau, scavando il canyon come una diga che cede.

Il Grand Canyon e il dibattito millenario sulla sua origine

Il Grand Canyon è una delle formazioni geologiche più studiate al mondo, eppure la domanda su come si sia formato continua ad alimentare un acceso dibattito nella comunità scientifica. Uno studio pubblicato il 16 aprile 2026 sulla rivista Science porta nuove evidenze a sostegno del modello del “fill and spill”, ovvero del riempimento e tracimazione di un antico lago.vulnerabilità aree carsiche.txt

La questione centrale è sempre stata la stessa da quando il geologo John Wesley Powell esplorò per primo il canyon nel 1869: come ha fatto il fiume Colorado a scavalcare il Kaibab Plateau, la zona più elevata dell’intera regione del Colorado Plateau, scorrendo verso ovest?vulnerabilità aree carsiche.txt

È noto che il Colorado ha scolpito il Grand Canyon nella sua forma attuale. I sedimenti del fiume compaiono a valle del canyon già 4,8 milioni di anni fa. Alcuni settori del canyon, però, sarebbero molto più antichi — scavati da fiumi precedenti fino a 70 milioni di anni fa, nell’era dei dinosauri.vulnerabilità aree carsiche.txt

Il bacino Bidahochi e il modello lacustre della formazione del Grand Canyon

Il protagonista del nuovo studio è il bacino Bidahochi, una grande depressione situata a est del Kaibab Plateau. L’ipotesi è che il Colorado abbia alimentato questo bacino, riempiendolo come una vasca, finché le acque non abbiano tracimato verso ovest scavando la gola.vulnerabilità aree carsiche.txt

In passato questa ipotesi era già stata presa in considerazione, ma mancava la prova che il Colorado alimentasse effettivamente il Bidahochi. Inoltre, i marcatori dell’antico livello lacustre sembravano troppo bassi per raggiungere la quota necessaria a scavalcare il plateau.vulnerabilità aree carsiche.txt

Il nuovo studio cambia questo quadro. I geologi John Douglass del Paradise Valley Community College e Brian Gootee dell’Arizona Geological Survey hanno identificato affioramenti di beachrock — depositi costieri fossilizzati — a una quota di 2.250 metri sul bordo del paleo-lago. Questa quota si avvicina sensibilmente a quella necessaria per superare il Kaibab.linkinghub.elsevier vulnerabilità aree carsiche.txt

La datazione degli zirconi: l’impronta digitale del Colorado River

La prova più solida arriva dalla datazione radiometrica degli zirconi, i cristalli di minerale che si formano nelle rocce e che intrappolano l’uranio al momento della loro cristallizzazione. Il decadimento dell’uranio in piombo permette di stabilire l’età del cristallo con grande precisione.vulnerabilità aree carsiche.txt

Il geologo Ryan Crow dell’U.S. Geological Survey e i suoi colleghi hanno prelevato campioni di arenaria del Bidahochi in 19 siti diversi. Hanno datato circa 3.600 cristalli di zircone estratti dalle rocce sedimentarie del bacino.vulnerabilità aree carsiche.txt

Ogni fiume ha una composizione mineralogica caratteristica che riflette le rocce del suo bacino idrografico a monte — una sorta di “impronta digitale” geochimica. Circa 6,6 milioni di anni fa, questa impronta nelle arenarie del Bidahochi cambia bruscamente.vulnerabilità aree carsiche.txt

La nuova firma corrisponde a quella del Colorado. Nello stesso periodo, la quantità di sabbia che arriva nel bacino aumenta in modo marcato. Per Crow, si tratta di “prove chiare che il lago esisteva ed era alimentato dal fiume Colorado” e che “il lago ha dovuto svolgere un ruolo fondamentale nella formazione del Grand Canyon”.linkinghub.elsevier vulnerabilità aree carsiche.txt

Le alternative al modello del Grand Canyon per tracimazione lacustre

Nonostante le nuove evidenze, la comunità scientifica non ha ancora raggiunto un consenso. Rebecca Flowers, geocronologa dell’Università del Colorado di Boulder, riconosce che i ricercatori “presentano un caso ragionevole”, ma osserva che i dati potrebbero essere compatibili anche con altri percorsi seguiti dall’acqua.vulnerabilità aree carsiche.txt

Tra le ipotesi alternative ancora in campo vi sono il piping sotterraneo — l’acqua del lago che scorreva sotto il plateau attraverso fratture — e l’erosione remontante, cioè un fiume situato a ovest del Kaibab che avanzava verso est erodendolo gradualmente.vulnerabilità aree carsiche.txt

Il geocronologo Matthew Heizler del New Mexico Institute of Mining and Technology contesta che gli affioramenti identificati nel Bidahochi rappresentino davvero una spiaggia fossile. Assieme ai suoi colleghi, Heizler sta per pubblicare un nuovo studio che collega però il bacino al canyon attraverso i minerali ritrovati nei depositi fluviali a valle: questi materiali mostrano che le sabbie del Bidahochi sono entrate nel fiume già 4,8 milioni di anni fa. “È il miglior indizio che abbia visto finora per stabilire questo collegamento”, afferma Heizler.vulnerabilità aree carsiche.txt

Il gap di 2 milioni di anni e il percorso precedente del Colorado

Resta aperta una domanda fondamentale: cosa è successo nei quasi 2 milioni di anni che separano il riempimento del bacino Bidahochi (6,6 Ma) dalla prima comparsa dei suoi sedimenti nel canyon (4,8 Ma)? Nessuno dei gruppi di ricerca coinvolti sa ancora rispondere con certezza.vulnerabilità aree carsiche.txt

Un altro interrogativo riguarda la storia precedente del Colorado. Il geologo Jon Spencer dell’Università dell’Arizona segnala che i fossili di pesci trovati nel bacino Bidahochi assomigliano a specie dell’antico Lago Idaho. Questo suggerisce che il fiume potrebbe aver drenato originariamente verso nord, nel sistema del fiume Snake, dirigendosi verso il Pacifico nordoccidentale.vulnerabilità aree carsiche.txt

Solo in seguito, l’attività vulcanica legata allo hotspot di Yellowstone avrebbe deviato il corso del Colorado verso sud, indirizzandolo verso il bacino Bidahochi e ponendo le premesse per la formazione del canyon.vulnerabilità aree carsiche.txt

Un’opportunità per comunicare la geologia al grande pubblico

Per Ryan Crow, primo autore dello studio, la ricerca sull’origine del Grand Canyon rappresenta anche un ritorno alle origini personali. Prima di diventare scienziato, aveva lavorato all’Università del Colorado creando exhibit interattivi per il pubblico, tra cui uno dedicato proprio al Grand Canyon. Fu un’escursione in barca lungo il canyon a spingerlo verso la geologia.vulnerabilità aree carsiche.txt

Crow auspica che le nuove scoperte possano essere condivise con i visitatori del canyon. “La gente sembra essere interessata alla geologia quando si trova davanti al Grand Canyon”, osserva. “È un momento in cui si può insegnare qualcosa.”vulnerabilità aree carsiche.txt

Ecco una guida di studio strutturata sull’articolo pubblicato su Science il 16 aprile 2026 riguardante l’origine del Grand Canyon.

?? Guida di Studio: Origine del Grand Canyon — Nuove Evidenze (2026)

? Concetto Chiave

? Contesto Geologico

Elemento	Dettagli
Fiume	Colorado River
Ostacolo	Kaibab Plateau (zona più alta del Colorado Plateau)
Bacino chiave	Bidahochi Basin (a est del Kaibab)
Età moderna canyon	Sedimenti a valle già 4,8 milioni di anni fa
Parti più antiche	Fino a 70 milioni di anni fa (era dei dinosauri)

? Metodologia della Ricerca

Beachrock (roccia di spiaggia): Identificati depositi di riva fossilizzata a 2.250 m di quota sul bordo del paleo-lago — abbastanza vicini all’altitudine necessaria per scavalcare il Kaibab.vulnerabilità aree carsiche.txt
Datazione Zirconi (U-Pb): Campionati ~3.600 cristalli di zircone da 19 siti nelle arenarie del Bidahochi. La radioattività dell’uranio che decade in piombo fornisce l’età dei grani.vulnerabilità aree carsiche.txt
Impronta digitale fluviale: L’età degli zirconi cambia bruscamente ~6,6 Ma fa, corrispondendo all’impronta geogeochimica del Colorado — prova che il fiume alimentava il bacino.vulnerabilità aree carsiche.txt

? Definizioni Essenziali

Zircone: Minerale resistente che intrappola uranio durante la cristallizzazione; il decadimento U?Pb permette la datazione radiometrica.
Beachrock: Sedimento costiero cementato, indicatore dell’antico livello del lago.
Fill and Spill: Modello in cui l’acqua si accumula in un bacino fino a tracimarne il bordo, avanzando da est a ovest.
Bacino Bidahochi: Depressione a est del Kaibab, sede dell’antico lago protagonista dello studio.

? Modelli in Dibattito

Modello	Descrizione	Stato
Cattura retrograda	Un fiume occidentale erodeva a ritroso fino a catturare il Colorado	Messo in discussione
Fill and Spill	Avanzamento est?ovest per tracimazione di laghi successivi	Supportato dal nuovo studio
Piping sotterraneo	L’acqua del lago filtrava sotto il plateau	Ancora possibile
Erosione remontante	Un fiume a ovest avanzava verso est attraverso il plateau	Ancora possibile

?? Limiti e Questioni Aperte

Gap di ~2 milioni di anni tra il riempimento del Bidahochi (6,6 Ma) e la comparsa dei suoi sedimenti nel canyon (4,8 Ma) — non ancora spiegato.vulnerabilità aree carsiche.txt
Non è provato che il Colorado arrivasse al Bidahochi dall’alto (potrebbe aver percorso altre vie).
I ricercatori Heizler et al. sostengono che intagli nel Kaibab avrebbero permesso all’acqua di passare a quota inferiore a quella stimata da Crow et al..vulnerabilità aree carsiche.txt
Prima di raggiungere il Bidahochi, il Colorado potrebbe aver drenato verso nord, nel sistema del fiume Snake (verso il Pacifico nordoccidentale), prima che l’attività vulcanica dello hotspot di Yellowstone lo deviasse verso sud.vulnerabilità aree carsiche.txt

? Domande di Autovalutazione

Cos’è il “fill and spill” e come si applica al Grand Canyon?
Perché la datazione degli zirconi è considerata una “impronta digitale” del fiume Colorado?
Qual è la quota critica che le acque del Bidahochi avrebbero dovuto raggiungere per scavalcare il Kaibab?
Quali sono le due evidenze principali presentate dal team di Crow a supporto del modello lacustre?
Perché rimane ancora un “gap” di ~2 milioni di anni da spiegare?
Cosa suggeriscono i fossili di pesci nel bacino Bidahochi sul percorso originale del Colorado?

?? Flashcard Rapide

Domanda	Risposta

Domanda	Risposta
Età di svolta del Colorado nel Bidahochi	~6,6 milioni di anni fa
Prima comparsa sedimenti a valle	~4,8 milioni di anni fa
Quota beachrock ritrovata	2.250 m
Tecnica datazione usata	U-Pb su zirconi
N° cristalli di zircone datati	~3.600
N° siti campionati	19
Autore principale (USGS)	Ryan Crow
Rivista di pubblicazione	Science (Vol. 392, Issue 6795)

Fonte: Paul Voosen, “Grand Canyon’s origin resolved? Ancient lake’s flood may have etched famed gorge”, Science, 16 aprile 2026.

Fonti:

Paul Voosen, “Grand Canyon’s origin resolved? Ancient lake’s flood may have etched famed gorge”, Science, Vol. 392, Issue 6795, 16 aprile 2026 — https://www.science.org/doi/10.1126/science.adz6826
Douglass J., Gootee B., “Balakai Mesa: Implications for the Bidahochi Formation and the overflow origin of the Grand Canyon”, Arizona Geological Survey — https://data.azgs.arizona.edu/api/v1/collections/AOFR-1722894082455-437/DouglassGooteeBidahochi_OFR_24_02.pdf
Douglass J. et al., “Evidence for the overflow origin of the Grand Canyon”, Elsevier/Geomorphology, 2020 — https://linkinghub.elsevier.com/retrieve/pii/S0169555X20303342 linkinghub.elsevier
Semantic Scholar — abstract: “Balakai Mesa: Implications for the Bidahochi Formation” — https://www.semanticscholar.org/paper/bba2b9e10e53062d04f1ebb8f47c8359d409e1de semanticscholar

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Neve, rocce fratturate e droni: così si studia l’acqua nascosta dell’Appennino

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Apríl 29^th 2026 at 08:00

Un gruppo di ricerca ha indagato il bacino dell’Ussita con tecniche integrate per capire come gli acquiferi carbonatici si ricaricano e dove le acque sotterranee emergono nei torrenti di montagna

Acquiferi di montagna sotto la lente della scienza

Nel cuore dei Monti Sibillini, lungo le pendici che disegnano il bacino del torrente Ussita, l’acqua non segue soltanto il percorso visibile dei canali di superficie. Una parte rilevante del flusso che alimenta il torrente proviene dal sottosuolo, dove circola lentamente attraverso le fratture delle rocce carbonatiche che costituiscono l’ossatura dell’Appennino centrale.

Un gruppo di ricerca ha pubblicato su Hydrology and Earth System Sciences (aprile 2026) uno studio dedicato alle interazioni tra acque sotterranee e acque superficiali in questo bacino di 44 km², sviluppando un approccio metodologico integrato che combina misure di portata, analisi chimico-isotopiche e rilievi con droni termici. I risultati forniscono dati quantitativi sulla ricarica degli acquiferi e aprono la strada a ricerche analoghe in altri bacini montani della penisola.

Gli autori dello studio sono: Ortenzi S., Di Matteo L., Valigi D., Donnini M., Dionigi M., Fronzi D., Geris J., Guadagnano F., Marchesini I., Filippucci P., Avanzi F., Penna D. e Massari C.

Il bacino dell’Ussita: un laboratorio naturale nell’Appennino centrale

Il bacino del torrente Ussita si trova all’interno del Parco Nazionale dei Monti Sibillini, con una quota media di circa 1.315 m s.l.m. e un massimo di oltre 2.256 m. La scarsità di attività umane nell’area e l’assenza di prelievi idrici significativi lo rendono un sito ideale per studiare i processi idrologici naturali senza interferenze antropiche.

Il substrato geologico appartiene alla Successione Umbro-Marchigiana, una sequenza di formazioni carbonatiche con permeabilità molto differenti. Il Complesso del Calcare Basale (Calcare Massiccio e Corniola) e il Complesso Maiolica sono gli acquiferi principali, ad alta permeabilità per fratturazione e, in parte, per fenomeni carsici. Le Marne a Fucoidi, formazione impermeabile, fungono da limite idrogeologico e concentrano le emergenze delle acque sotterranee nel torrente.

La tettonica ha giocato un ruolo rilevante: il sovrascorrimento di Pizzo Tre Vescovi a est e il sistema di faglie normali Vettore-Bove hanno creato una geometria idrogeologica complessa. Il terremoto di Mw 6.5 del 30 ottobre 2016, con epicentro a circa 15 km da Ussita, aveva temporaneamente alterato le condizioni idrauliche degli acquiferi. Secondo i ricercatori, le condizioni pre-sismiche risultavano sostanzialmente ripristinate già a partire dal 2019, anno da cui sono state avviate le misure di portata continue che alimentano lo studio.

Quattro metodi, una risposta integrata

Il punto di forza della ricerca è la combinazione sistematica di quattro approcci che si completano reciprocamente.

Il primo è la misura della portata lungo il profilo longitudinale del torrente. Due sezioni strumentate con idrometri continui (al paese di Ussita e alla Madonna dell’Uccelletto) sono affiancate da tre sezioni con misure puntuali con strumento OTT MF Pro. Un test con tracciante artificiale (fluorescina sodica, gennaio 2024) ha validato le misure.

Dal flusso totale è stata estratta la componente di baseflow (apporto continuo delle acque sotterranee) tramite filtro digitale di Lyne-Hollick. Il Base Flow Index risultante è 0,80 nella sezione centrale e 0,90 in quella inferiore del bacino: in media oltre l’80% del deflusso del torrente proviene dagli acquiferi sotterranei.

Il secondo approccio è il budget idrico multi-scenario: per chiudere il bilancio tra precipitazioni, evapotraspirazione, portata e variazioni di stoccaggio, i ricercatori hanno elaborato 35 combinazioni diverse di dati pluviometrici e di evapotraspirazione, quest’ultima derivata sia da misure a terra sia da prodotti satellitari (MODIS, LSA SAF, GLEAM, ECOSTRESS). Questo ha permesso di stimare l’area di ricarica dell’acquifero con la sua incertezza associata.

Il terzo approccio è l’analisi idrochimica e isotopica: campionamenti mensili da novembre 2023 a marzo 2025 in sei punti del bacino hanno misurato la composizione in ioni maggiori, deuterio e ossigeno-18. Dalla firma isotopica è stata ricavata la quota di ricarica isotopica (CIRE), che indica da quale altitudine provengono le acque che alimentano il torrente: i valori ottenuti oscillano tra 1.855 e 2.193 m s.l.m., ben oltre l’altitudine media del bacino (1.315 m). Questo dato dimostra che la ricarica degli acquiferi avviene prevalentemente nelle fasce sommitali, dove d’inverno e in primavera si accumula la neve.

Il quarto approccio è il rilievo con drone termico. Il principio è semplice: le acque sotterranee hanno una temperatura pressoché costante durante l’anno (circa 10–12°C nell’area), mentre le acque superficiali variano stagionalmente. Dove le acque sotterranee emergono nel letto del torrente si crea un’anomalia termica misurabile dall’alto. Il drone DJI Mavic 2 Enterprise Dual, con sensore termico ad alta risoluzione (640×480 pixel), ha sorvolato un tratto di 1.100 m del torrente a 90 m di quota in due campagne (gennaio e luglio 2025). Le anomalie termiche rilevate (1–2°C) hanno localizzato con precisione i punti di emergenza delle acque sotterranee, in perfetta corrispondenza con i guadagni di portata misurati a terra.

Scioglimento della neve: il 18% della ricarica degli acquiferi

Tra i risultati quantitativi più rilevanti dello studio emerge il contributo dello scioglimento della neve alla ricarica degli acquiferi: circa il 18% nell’arco di studio (2019–2023).

Questo valore è stato ottenuto integrando nel budget idrico le stime di Snow Water Equivalent (SWE) derivate dal dataset IT-SNOW, una ranalisi nivologica per l’Italia con risoluzione spaziale di circa 500 m, che combina modellazione numerica, dati in situ e immagini satellitari.

La distinzione tra apporti piovosi e apporto nivale è metodologicamente importante. Senza includere lo scioglimento della neve nel bilancio idrico, il modello tende a sovrastimare gli apporti sotterranei dall’esterno del bacino, attribuendo a flussi laterali profondi una quota che in realtà è interna e legata alla stagionalità della neve. Con lo snowmelt incluso, l’area di ricarica stimata converge a 42,97 ± 4,09 km², praticamente coincidente con il bacino topografico di 44 km², chiudendo in modo coerente il bilancio idrico.

La firma chimica delle acque sotterranee offre un’ulteriore chiave interpretativa. Le acque mostrano una composizione bicarbonatico-calcica tipica degli acquiferi carbonatici, con un arricchimento in solfati nella parte inferiore del bacino. Questo segnale è attribuito alla circolazione di acque profonde che entrano in contatto con le evaporiti triassiche sepolte sotto la sequenza carbonatica, un fenomeno già documentato in altri sistemi idrogeologici dell’Appennino centrale.

Cambiamento climatico, gestione dell’acqua e rischi per le comunità di montagna

I risultati dello studio hanno implicazioni dirette per la gestione delle risorse idriche in un contesto di cambiamento climatico.

Gli acquiferi carbonatici fratturati dell’Appennino centrale sono la principale fonte di approvvigionamento idrico per ampie aree dell’Italia peninsulare. Le comunità di montagna e di fondovalle dipendono da queste falde per l’acqua potabile, l’irrigazione e la produzione di energia idroelettrica.

Se lo scioglimento della neve contribuisce per il 18% alla ricarica degli acquiferi, una riduzione sistematica della copertura nevosa — scenario già in corso nell’area, come mostrano i dati del dataset IT-SNOW — si traduce in una corrispondente riduzione della disponibilità idrica durante le stagioni secche estive. La neve che si accumula in inverno e in primavera funziona da riserva naturale che rilascia acqua lentamente, sostenendo il deflusso del torrente nei mesi in cui le piogge scarseggiano. Meno neve significa meno baseflow estivo, ovvero meno acqua disponibile proprio quando la domanda è più alta.

Lo studio fornisce anche dati utili per la stima dei flussi ecologici minimi, cioè la portata che deve essere garantita nel torrente per preservare gli ecosistemi acquatici. Conoscere con precisione la componente di baseflow è un prerequisito per questo calcolo.

Un approccio replicabile per altri bacini montani

Gli autori sottolineano che il metodo sviluppato per l’Ussita è progettato per essere adattato ad altri bacini montani carbonatici, anche in contesti con scarsità di dati storici.

La sequenza logica proposta prevede: l’installazione di stazioni di misura della portata (o l’utilizzo di dati esistenti), la separazione del baseflow con filtri calibrati sulla curva di recessione, il calcolo del budget idrico con più scenari di dati meteorologici da telerilevamento, campagne di campionamento idrochimico-isotopico mensile per 12–18 mesi, almeno una campagna con drone termico in condizioni di magra, e infine l’integrazione dei tre dataset per localizzare e quantificare gli apporti sotterranei.

Questo schema, applicato in modo sistematico, può guidare la pianificazione delle campagne di campo, ottimizzare le risorse disponibili e migliorare la comprensione dei sistemi idrici montani che sono tra i più vulnerabili ai cambiamenti climatici in corso.

Lo studio di Ortenzi et al. (2026)

Lo studio di Ortenzi et al. (2026) pubblicato su Hydrology and Earth System Sciences è un lavoro pionieristico sull’idrogeologia di montagna nell’Appennino centrale. Di seguito i punti salienti.

Il bacino sperimentale dell’Ussita

Il bacino dell’Ussita (44 km², quota media ~1.315 m s.l.m.) si trova nei Monti Sibillini ed è caratterizzato da una sequenza carbonatica della Successione Umbro-Marchigiana con acquiferi a permeabilità molto differente: il Complesso del Calcare Basale (BLC) e il Complesso Maiolica (MAC) ad alta permeabilità per fratturazione e carsismo, separati da formazioni impermeabili come le Marne a Fucoidi (MFC). La tettonica attiva (sistema di faglie Vettore-Bove, sovrascorrimento di Pizzo Tre Vescovi) complica ulteriormente i percorsi di circolazione idrica sotterranea.

Quattro tecniche integrate

La forza dello studio risiede nella combinazione sistematica di approcci complementari:

Misure di portata continue e puntuali (OTT MF Pro + tracciante fluorescina) con separazione del baseflow tramite filtro digitale di Lyne-Hollick: il BFI sale da 0.80 alla sezione S2 a 0.90 alla sezione S5, confermando il dominio degli apporti sotterranei
Budget idrico multi-scenario (35 combinazioni di precipitazione da telerilevamento e ET) con stima dell’area di ricarica tramite analisi di recessione
Analisi idrochimiche e isotopiche mensili (?D, ?¹?O, ioni maggiori) che hanno rivelato quote di ricarica isotopica (CIRE) tra 1.855 e 2.193 m s.l.m., ben superiori all’altitudine media del bacino
Drone termico (DJI Mavic 2 Enterprise, risoluzione a terra ~0.12 m): ha localizzato le zone di emergenza delle acque sotterranee con anomalie termiche di 1–2°C lungo 1.100 m di alveo

Il contributo dello scioglimento della neve: 18%

Utilizzando il dataset IT-SNOW, gli autori hanno quantificato che lo snowmelt contribuisce per circa il 18% alla ricarica totale dell’acquifero. Includere questa componente nella chiusura del budget idrico è essenziale: senza di essa, il modello sovrastima gli apporti sotterranei dall’esterno del bacino. In un contesto di cambiamento climatico che riduce sistematicamente la copertura nevosa appenninica, questa quota di ricarica è a rischio.

Implicazioni gestionali

Gli acquiferi carbonatici fratturati dell’Appennino centrale alimentano le sorgenti da cui dipende l’acqua potabile di circa 12 milioni di persone in Italia. La riduzione della neve, la definizione dei flussi ecologici minimi per i torrenti e la gestione del rischio idrico per le comunità montane e di fondovalle sono tutti temi che beneficiano direttamente dall’approccio metodologico sviluppato per l’Ussita.

Studio idrogeologico integrato nel bacino dell’Ussita (Appennino centrale)

Interazioni acque sotterranee-superficiali, scioglimento della neve e ricarica degli acquiferi in un sistema montano fratturato

Basato su: Ortenzi, S. et al. (2026). “Exploring groundwater-surface water interactions and recharge in fractured mountain systems: an integrated approach.” Hydrol. Earth Syst. Sci., 30, 1755–1778. https://doi.org/10.5194/hess-30-1755-2026

Sintesi esecutiva

Lo studio condotto nel bacino del torrente Ussita (Appennino centrale) rappresenta uno dei lavori più completi mai realizzati in Italia sull’interazione tra acque sotterranee e acque superficiali in un contesto carbonatico montano di media quota. Il gruppo di ricerca ha combinato misure idrologiche tradizionali, analisi chimico-isotopiche e indagini con droni termici per rispondere a due domande fondamentali: dove e quanto le acque sotterranee alimentano il torrente, e quale sia il contributo dello scioglimento della neve alla ricarica dell’acquifero.[1]

I risultati dimostrano che il torrente Ussita è alimentato in modo determinante da acquiferi carbonatici fratturati e che lo snowmelt contribuisce per circa il 18% alla ricarica totale dell’acquifero, una quota rilevante ai fini della disponibilità idrica futura in un clima che tende a modificare profondamente i regimi nevosi.[1]

1. Il bacino dell’Ussita: contesto geologico e idrogeologico

1.1 Inquadramento geografico

Il bacino del torrente Ussita (44 km²) è situato lungo la dorsale appenninica dell’Italia centrale, interamente all’interno del Parco Nazionale dei Monti Sibillini. L’altitudine media è circa 1.315 m s.l.m., con un massimo di circa 2.256 m e un minimo di 645 m. Il bacino è scarsamente antropizzato, con prelievi idrici e deviazioni del corso d’acqua trascurabili, il che ne fa un sito ideale per studiare i processi idrogeologici naturali senza interferenze antropiche significative.[1]

Il torrente Ussita è un affluente del fiume Nera e il suo bacino idrografico è stato utilizzato come catchment sperimentale in cui strumentazione continua si affianca a campagne di misura discrete, costituendo un laboratorio naturale aperto per l’idrologia montana.[1]

1.2 Struttura geologica e complessità degli acquiferi

La sequenza carbonatica appartiene alla successione Umbro-Marchigiana e comprende formazioni con permeabilità molto diverse:[1]

Complesso	Composizione	Permeabilità	Ruolo idrogeologico
BLC – Calcare Basale (Calcare Massiccio + Corniola)	Calcari massivi	Alta (fratturazione + carsismo)	Acquifero principale
MAC – Complesso Maiolica	Calcari pelagici	Alta (fratturazione)	Secondo acquifero importante
CSMC – Complesso Calcareo-Siliceo-Marnoso	Marne, Rosso Ammonitico	Relativa bassa	Livello separatore
MFC – Marne a Fucoidi	Marne	Bassa	Limite impermeabile
SCC – Scaglia Calcarea	Scaglia Rossa e Bianca	Moderata	Acquifero secondario
TUC – Unità Terrigene	Formazione della Laga, Schlier	Bassa-moderata	Margine del sistema

La tettonica ha giocato un ruolo cruciale: la Sovrascorrimento di Pizzo Tre Vescovi (PTV) nel settore orientale e il sistema di faglie normali Vettore-Bove (VBF) hanno creato una geometria idrogeologica complessa con scambi idrici tra bacini contigui.[2][1]

1.3 Eredità sismica del 2016

Il 30 ottobre 2016 un terremoto di Mw 6.5 ha colpito l’area a circa 15 km a sud del paese di Ussita, con rottura di diversi segmenti del sistema di faglie Vettore-Bove. Questo evento ha modificato transitoriamente le proprietà idrogeologiche degli acquiferi, con effetti co-sismici quali rilascio di fluidi crostali, variazioni di pressione idraulica e cambiamento della permeabilità per la creazione di micro-fratture. Secondo Di Matteo et al. (2021), dal 2019 le condizioni pre-sismiche sono sostanzialmente recuperate, permettendo agli autori di analizzare il flusso fluviale nel contesto dei soli processi meteo-climatici che regolano le interazioni GW-SW.[3][1]

2. Metodologia integrata: i quattro pilastri dell’approccio

La novità principale dello studio è la combinazione sistematica di tecniche complementari, ognuna in grado di rispondere a domande che le altre da sole non possono risolvere.[1]

2.1 Misure di portata e separazione del baseflow

La rete di monitoraggio prevede due sezioni con idrometri continui (S2 al paese di Ussita, S5 alla Madonna dell’Uccelletto) con serie storiche rispettivamente dal 2022 e dal 2019, affiancate da misure puntuali con misuratore OTT MF Pro in altre tre sezioni (S1, S3, S4).[1]

Per separare la componente di baseflow (BF) dalla portata totale è stato utilizzato il filtro digitale ricorsivo di Lyne e Hollick (1979), con il parametro k derivato dal coefficiente di recessione ? della Master Recession Curve tramite la relazione (k = e^{-\alpha t}). Il Base Flow Index (BFI) così calcolato risulta pari a 0.80 alla sezione S2 e 0.90 alla sezione S5, confermando che la quota di baseflow è dominante in entrambe le sezioni del bacino.[1]

Un test con tracciante artificiale (fluorescina sodica, Na-Fluorescein) condotto nel gennaio 2024 ha permesso la validazione delle misure di portata per confronto incrociato. Le masse di tracciante iniettate variavano da 0.7 g (a S3) a 1.9 g (a S5), monitorate con sonda fluorimetrica PME Cyclops-7 a intervalli di 5 secondi.[1]

2.2 Budget idrico e stima dell’area di ricarica

Il budget idrico per il periodo 2019–2023 è stato calcolato mediante la formula:

[P_{rain} + P_{snow} + Q_{in}^{gw} = ET + Q + Q_{out}^{gw} + \Delta S]

dove il termine sconosciuto ((Q_{in}^{gw} – Q_{out}^{gw})) è ottenuto come residuo, conoscendo precipitazione, evapotraspirazione, portata e variazioni di stoccaggio. Quest’ultimo termine è stato stimato tramite analisi di recessione (metodo di Korkmaz), essendo impossibile installare piezometri nel Parco Nazionale.[1]

L’evapotraspirazione è stata stimata con due metodi paralleli: il metodo Thornthwaite-Mather da dati meteorologici a terra e prodotti da telerilevamento (MODIS, LSA SAF, GLEAM, ECOSTRESS), in modo da quantificare l’incertezza associata. Complessivamente sono stati considerati 35 scenari diversi di combinazione precipitazione-ET per stimare l’area di ricarica.[1]

Il rapporto Q/WS > 1 indica che il bacino è “importatore netto di acque sotterranee”: la portata osservata in S5 supera il surplus idrico calcolato sul solo bacino topografico, il che implica apporti da sistemi acquiferi contigui. Includendo lo snowmelt, l’area di ricarica stimata è 42.97 ± 4.09 km², essenzialmente coincidente con il bacino topografico di 44 km², una convergenza che aumenta la solidità del modello idrogeologico.[1]

2.3 Analisi idrochimiche e isotopiche

Da novembre 2023 a marzo 2025 sono state condotte campagne mensili per il prelievo di campioni d’acqua in sei punti (S1, S2, S3, S5, I1, I2) per l’analisi di:

Ioni maggiori: Ca²?, Mg²?, Na?, K?, SO?²?, Cl?, HCO??
Isotopi stabili dell’acqua: ?D e ?¹?O[1]

La Retta Meteoric Locale (LMWL) è stata derivata da campionamenti di precipitazione in quattro stazioni a diverse quote, integrati con dati di Tazioli et al. (2024) raccolti a circa 1.800 m s.l.m. a pochi chilometri a sud del bacino. Questa retta è stata utilizzata per calcolare:

Il lc-excess (line-conditioned excess), secondo la formula (lc\text{-}excess = \delta D – a \cdot \delta^{18}O – b), dove a e b sono la pendenza e l’intercetta della LMWL. Valori positivi indicano assenza di evaporazione e rapida infiltrazione.[1]
La quota di ricarica isotopica (CIRE), ovvero la quota media di caduta delle precipitazioni che alimentano i punti di campionamento, calcolata sfruttando la relazione lineare tra ?¹?O e quota. I valori di CIRE ottenuti per le acque del torrente Ussita variano tra 1.855 e 2.193 m s.l.m., confermando che la ricarica proviene prevalentemente dalle zone sommitali.[1]

Dal punto di vista geochimico, le acque mostrano chimica bicarbonatico-calcica, tipica degli acquiferi carbonatici, con un arricchimento in solfati nella parte più bassa del bacino (conducibilità elettrica 210–310 µS/cm), attribuibile all’interazione con le evaporiti triassiche sepolte al di sotto della sequenza carbonatica, non affioranti nell’area ma idraulicamente collegate. Questa firma chimica è coerente con quanto osservato in altri acquiferi carbonatici profondi dell’Appennino centrale.[4][5][1]

2.4 Indagine con drone termico

L’applicazione più innovativa dello studio è l’uso di un drone termico (DJI Mavic 2 Enterprise Dual) per la mappatura delle zone di apporti di acque sotterranee al torrente. Il principio fisico sfruttato è semplice: le acque sotterranee hanno una temperatura costante durante l’anno (circa 10–12°C nell’area), mentre le acque superficiali variano stagionalmente; dove le acque sotterranee emergono nel letto del torrente si crea quindi un’anomalia termica misurabile dall’alto.[1]

I parametri tecnici del rilievo:

Quota di volo: 90 m, risoluzione a terra ~0.12 m
Sensore termico: 640×480 pixel, passo del pixel 12 µm, banda spettrale 8–14 µm
Sovrapposizione frontale e laterale: 85%
Emissività dell’acqua calibrata in situ: 0.935
Due campagne: 30 gennaio 2025 (condizioni invernali) e 31 luglio 2025 (condizioni estive)[1]

I rilievi su un tratto di 1.100 m tra le sezioni S3 e S5 hanno permesso di localizzare con precisione i punti di emergenza delle acque sotterranee (I1 in sponda sinistra, I2 in sponda destra), con anomalie termiche di 1–2°C rispetto all’acqua del torrente, coerenti con le misure di portata che mostrano un significativo incremento in quel tratto.[1]

3. Risultati principali

3.1 Contributi degli acquiferi al deflusso del torrente

Le misure puntuali di portata lungo il profilo longitudinale del torrente mostrano un guadagno idrico netto progressivo dall’alto verso il basso del bacino. La portata media nelle misure puntuali effettuate in condizioni di baseflow (0.70–1.18 m³/s) cresce significativamente tra S1 e S5:[1]

Il tratto superiore (fino a S2) è principalmente alimentato dalla sorgente Val di Panico (VDP) con una portata media di circa 220 L/s, proveniente dal complesso Maiolica (MAC)
Il tratto inferiore (S3–S5) mostra i guadagni più importanti dagli acquiferi del Calcare Massiccio-Corniola (BLC), con emergenze concentrate nei punti I1 e I2
Il BFI cresce da 0.80 (S2) a 0.90 (S5), riflettendo l’aumento proporzionale degli apporti sotterranei verso valle[1]

La coincidenza spaziale tra i guadagni di portata, le anomalie termiche rilevate dal drone e le sorgenti cartografate sul campo (I1, I2) fornisce una triplice validazione indipendente della localizzazione degli apporti sotterranei, dimostrando l’efficacia dell’approccio integrato.[1]

3.2 Il ruolo dello scioglimento della neve: 18% della ricarica

L’analisi del dataset IT-SNOW (reanalisi nivologica per l’Italia 2010–2021, risoluzione ~500 m, basata su modellazione + dati in situ + immagini satellitari) ha permesso di stimare la Snow Water Equivalent (SWE) su base giornaliera e cellula per cellula nel bacino MDU. La procedura di separazione è stata la seguente: quando SWE = 0, tutta la precipitazione è pioggia diretta (P_rain); quando la neve è presente e ?SWE < 0 rispetto al giorno precedente, si assume avvenga scioglimento (P_snow).[6][1]

Dai calcoli del budget idrico su scala idrologica annuale (2019–2023):

Lo scioglimento della neve contribuisce per circa il 18% alla ricarica totale dell’acquifero[1]
Omettere questo termine (Caso I senza P_snow) porta a sovrastimare il termine ((Q_{in}^{gw} – Q_{out}^{gw})), ovvero a interpretare erroneamente apporti dall’esterno che in realtà sono apporti nivali interni al bacino
Includendo lo snowmelt (Caso II), l’area di ricarica stimata converge alla superficie del bacino topografico, chiudendo il bilancio idrico[1]

Questo risultato si inserisce in un quadro più ampio: studi con isotopi stabili in numerosi acquiferi carbonatici regionali dell’Appennino centrale dimostrano che la quota di ricarica isotopica è sempre più alta rispetto all’ipsometria del bacino, suggerendo che la neve in quota sia effettivamente il principale vettore di ricarica delle falde. In un contesto alpino-dolomitico, studi analoghi hanno dimostrato che in primavera e inizio estate lo scioglimento nivale alimenta soprattutto l’acquifero poroso, mentre nei mesi caldi il rilascio costante proviene dalla rete di fratture carsiche.[7][8]

3.3 Chimica isotopica: la firma dell’alta quota

I valori di lc-excess positivi riscontrati nelle acque del torrente Ussita indicano che le acque infiltrate non hanno subito significativa evaporazione prima di raggiungere l’acquifero, coerentemente con una ricarica rapida attraverso le fratture delle rocce carbonatiche.[9][1]

La quota di ricarica isotopica (CIRE) calcolata per le acque campionate, compresa tra 1.855 e 2.193 m s.l.m., è nettamente superiore all’altitudine media del bacino (~1.315 m s.l.m.), confermando che la ricarica avviene prevalentemente nelle fasce altimetriche più elevate (>2.000 m), dove d’inverno e in primavera permane una significativa copertura nevosa. Questo dato è in linea con i risultati di studi isotopici su acquiferi carbonatici regionali dell’Appennino centrale, che hanno identificato quattro diverse relazioni tra le caratteristiche della copertura nevosa e le quote di ricarica calcolate isotopicamente per 17 sorgenti campionate nel 2016.[8][1]

4. Interpretazione idrogeologica

4.1 Schema concettuale del sistema

Il sistema idrogeologico del bacino dell’Ussita può essere schematizzato come segue:

Ricarica diffusa nelle zone di affioramento dei carbonati ad alta permeabilità (BLC e MAC) alle quote più elevate, con input sia pluviale che nivale
Circolazione profonda negli acquiferi carbonatici fratturati (BLC principale, MAC secondario), guidata dalla struttura tettonica (faglie normali, sovrascorrimento PTV)
Scambi con bacini idrogeologici adiacenti attraverso il sistema di faglie: il bacino topografico (44 km²) non coincide perfettamente con il bacino idrogeologico, con apporti laterali o perdite verso sistemi contigui
Emergenza nel torrente per via di sorgenti puntiformi (VDP, I1, I2) e per flusso diffuso attraverso il letto del torrente, con la frangia impermeabile delle Marne a Fucoidi (MFC) che funge da limite impermeabile e causa le principali concentrazioni di apporti[1]

4.2 Il ruolo delle strutture tettoniche

La complessità tettonica dell’area (sovrascorrimento PTV a est, sistema di faglie normali VBF a NNW-SSE) influenza direttamente i percorsi di circolazione idrica sotterranea. Le faglie normali del Quaternario, ancora attive, creano discontinuità idrauliche che possono indirizzare il flusso in modo non intuitivo rispetto al bacino topografico. L’arricchimento in solfati rilevato nella parte inferiore del sistema è coerente con la circolazione di acque profonde che entrano in contatto con le evaporiti triassiche (anidrite e dolomia) al di sotto della sequenza carbonatica, un fenomeno osservato anche in altri sistemi appenninici profondi.[5][4][2][1]

5. Implicazioni per la gestione delle risorse idriche e il rischio climatico

5.1 Acquiferi appenninici come risorsa strategica

Gli acquiferi carbonatici fratturati dell’Appennino centrale riforniscono di acqua potabile circa 12 milioni di persone in Italia, con la quasi totalità (92%) dell’approvvigionamento idrico di alcune province dipendente da sorgenti alimentate da questi sistemi. La loro vulnerabilità al cambiamento climatico è pertanto una questione di interesse pubblico primario.[10][1]

5.2 Cambiamento climatico e riduzione della copertura nevosa

Il Mediterraneo è identificato come uno dei principali “hotspot” globali del cambiamento climatico, con proiezioni di siccità più severe, frequenti e prolungate nei prossimi decenni. Per gli acquiferi montani come quello dell’Ussita, la riduzione della copertura nevosa ha un impatto diretto sulla ricarica:[1]

La neve che si accumula in inverno-primavera funge da “cisterna naturale” che rilascia acqua lentamente durante la stagione asciutta, sostenendo il baseflow nei periodi di assenza di piogge
Se il 18% della ricarica attualmente dipende dallo snowmelt, una riduzione sistematica della neve (come già osservata nel trend 2016–2024 nell’area di studio) si tradurrà in una corrispondente riduzione della disponibilità idrica
Le comunità di montagna e di fondovalle che dipendono da queste sorgenti potrebbero trovarsi a fronteggiare carenze idriche durante le stagioni secche[8][1]

5.3 Flussi ecologici e tutela degli ecosistemi acquatici

Una parte rilevante delle implicazioni gestionali riguarda la stima dei flussi ecologici (ecological flows), ovvero la portata minima che deve essere garantita nel torrente per mantenere gli ecosistemi acquatici. Conoscere con precisione quale frazione del deflusso deriva dagli acquiferi (e non da run-off diretto) è fondamentale per questo calcolo: il baseflow garantisce la continuità del flusso durante le magre estive, quando il run-off superficiale è assente.[1]

6. Trasferibilità del metodo e applicazioni future

6.1 Un framework replicabile

Gli autori sottolineano che il framework metodologico sviluppato per l’Ussita è progettato per essere adattabile ad altri bacini montani carbonatici con scarsità di dati. La sequenza logica proposta è:

Identificare punti di monitoraggio continuo (o installarne) e completare con misure puntuali di portata
Separare il baseflow con filtri digitali calibrati sulla curva di recessione
Calcolare il budget idrico con più scenari di P ed ET da prodotti da telerilevamento
Effettuare campagne idrogeochimiche-isotopiche mensili per 12-18 mesi
Condurre almeno una campagna con drone termico in condizioni di magra
Integrare i tre set di dati per localizzare e quantificare gli apporti GW[1]

6.2 Affinità con altri studi italiani

L’approccio si inserisce in una tradizione metodologica in crescita negli acquiferi carbonatici italiani. Studi sui Monti Sibillini hanno già prodotto carte idrogeologiche dettagliate (scala 1:50.000) della sequenza carbonatica pre-sismica. L’idrogeologia isotopica viene applicata sistematicamente anche a sorgenti in Appennino meridionale per la comprensione dei percorsi di circolazione profonda. La speleologia applicata contribuisce dati non ottenibili con metodi di superficie, soprattutto per sistemi carsici con condotti ben sviluppati.[11][9][2]

L’integrazione di telerilevamento (GRACE, MODIS, Sentinel) con dati in situ è identificata come la frontiera principale, sebbene i prodotti satellitari attuali soffrano di risoluzione spaziale insufficiente per bacini di piccole dimensioni come l’Ussita (44 km²).[1]

7. Domande di studio e verifica

Le seguenti domande sono utili per verificare la comprensione del contenuto dello studio.

Comprensione dei metodi:

Perché il filtro digitale di Lyne e Hollick è preferito per la separazione del baseflow in sistemi carsici? Qual è il significato del parametro k?
Che cosa misura il lc-excess e perché i valori positivi nelle acque dell’Ussita indicano ricarica rapida?
Quale principio fisico permette a un drone termico di individuare le zone di apporto di acque sotterranee in un torrente?
Come è stata stimata la Snow Water Equivalent (SWE) a scala di bacino in assenza di stazioni nivometriche affidabili?
Perché il rapporto Q/WS > 1 implica che il bacino sia un “importatore” di acque sotterranee?

Comprensione dei risultati:

In quale tratto del torrente Ussita si concentrano i principali apporti di acque sotterranee e da quale acquifero provengono?
Che cosa rivela il valore di CIRE (quota di ricarica isotopica) compreso tra 1.855 e 2.193 m s.l.m. riguardo alla provenienza delle acque?
Come si spiega l’arricchimento in solfati nelle acque della parte inferiore del bacino?
Cosa implica per la disponibilità idrica futura il fatto che lo snowmelt contribuisca per il 18% alla ricarica dell’acquifero?
Come il terremoto del 2016 ha influenzato il sistema idrogeologico dell’Ussita e come questa perturbazione è stata gestita nell’analisi?

Comprensione delle implicazioni:

Perché la conoscenza precisa del baseflow è importante per la definizione dei flussi ecologici?
In quale modo l’approccio integrato sviluppato per l’Ussita può essere trasferito ad altri bacini montani con scarsa strumentazione?

Glossario dei termini chiave

Termine	Definizione
Baseflow (BF)	Componente del deflusso fluviale derivante dagli apporti lenti e continui delle acque sotterranee
BFI (Base Flow Index)	Rapporto tra baseflow medio annuo e portata media annua totale
CIRE	Quota di Ricarica Isotopica: altitudine media stimata dell’area di ricarica tramite il gradiente altitudinale del ?¹?O
GW-SW	Groundwater – Surface Water: interazione tra acque sotterranee e superficiali
lc-excess	Eccesso lineare condizionato: deviazione dalla Retta Meteoric Locale; positivo = assenza di evaporazione
LMWL	Local Meteoric Water Line: retta di regressione ?D–?¹?O per le precipitazioni locali
Master Recession Curve	Curva di recessione media che descrive il decadimento esponenziale della portata durante la stagione secca
SWE	Snow Water Equivalent: equivalente in acqua dello strato di neve, misura la quantità d’acqua contenuta nella neve
IT-SNOW	Dataset di ranalisi nivologica per l’Italia (2010–2021), ~500 m di risoluzione
Snowmelt (P_snow)	Contributo idrico derivante dallo scioglimento della neve
MFC	Marne a Fucoidi: formazione impermeabile che funge da limite idrogeologico nel bacino dell’Ussita
BLC	Basal Limestones Complex: Calcare Massiccio + Corniola; acquifero principale ad alta permeabilità
MAC	Maiolica Complex: secondo acquifero importante del bacino

Fonti e riferimenti

Ortenzi S., Di Matteo L., Valigi D., Donnini M., Dionigi M., Fronzi D., Geris J., Guadagnano F., Marchesini I., Filippucci P., Avanzi F., Penna D., Massari C. (2026). Exploring groundwater-surface water interactions and recharge in fractured mountain systems: an integrated approach. Hydrology and Earth System Sciences, 30, 1755–1778. Licenza: CC BY 4.0.
? https://doi.org/10.5194/hess-30-1755-2026
? https://hess.copernicus.org/articles/30/1755/2026/
Avanzi F. et al. (2023). IT-SNOW: a snow reanalysis for Italy blending modeling, in situ data, and satellite observations (2010–2021). Earth System Science Data, 15, 639–. ? https://essd.copernicus.org/articles/15/639/2023/essd-15-639-2023.pdf
Cervi F. et al. (2022). Determining recharge distribution in fractured carbonate aquifers in central Italy using environmental isotopes: snowpack cover as an indicator for future availability of groundwater resources. Hydrogeology Journal. ? https://link.springer.com/10.1007/s10040-022-02501-9
Di Matteo L. et al. (2021). Fractured carbonate aquifers of Sibillini Mts. (Central Italy). Journal of Maps. ? https://www.tandfonline.com/doi/pdf/10.1080/17445647.2021.1894252
Fronzi D. et al. (2020). Earthquake-Induced Spring Discharge Modifications: The Pescara di Arquata Spring Reaction to the August–October 2016 Central Italy Earthquakes. Water, 12(3), 767. ? https://www.mdpi.com/2073-4441/12/3/767
Scintilena – Approfondimenti sugli acquiferi carsici italiani come risorsa strategica. ? https://www.scintilena.com/guida-di-studio-gli-acquiferi-carsici-ditalia-una-risorsa-strategica/03/21/
Scintilena – La speleologia applicata alla ricerca idrogeologica. ? https://www.scintilena.com/la-speleologia-applicata-alla-ricerca-idrogeologica/03/21/

L'articolo Neve, rocce fratturate e droni: così si studia l’acqua nascosta dell’Appennino proviene da Scintilena.

Isotopi come Bussola per le Acque Sotterranee dell’Appennino Centrale

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 29^th 2026 at 07:00

Uno studio sugli acquiferi di Genzana–Greco, Morrone e Marsicano mostra come la firma chimica dell’acqua riveli percorsi, tempi di circolazione e zone di ricarica dei sistemi carsici abruzzesi

Tracciare l’Acqua Invisibile con i Segni che Porta con Sé

Dove nasce l’acqua che emerge da una sorgente appenninica? Da quale quota si è infiltrata? Quanto tempo ha impiegato a percorrere il sottosuolo prima di affiorare? Queste domande, centrali per la gestione delle risorse idriche, trovano risposta in un nuovo studio pubblicato ad aprile 2026 sulla rivista scientifica Hydrology (MDPI).mdpi

I ricercatori Alessia Di Giovanni e Sergio Rusi hanno analizzato tre sistemi acquiferi carbonatici dell’Abruzzo — Monti Genzana–Greco, Monte Morrone e Monti Marsicano — combinando la lettura degli isotopi naturali dell’acqua con misure idrologiche dirette sul campo. Il titolo dello studio è The Contribution of Natural Isotopes in Understanding Groundwater Circulation: Case Studies in Carbonate Aquifers of Central Apennines.mdpi

L’idea di fondo è semplice nella logica, ma sofisticata nella pratica. L’acqua piovana che cade in quota porta con sé una “firma” chimica diversa da quella che cade in pianura. Le molecole d’acqua più leggere — quelle con ossigeno-16 e idrogeno ordinario — evaporano più facilmente e dunque raggiungono le quote alte, dove cadono come pioggia o neve. Le molecole con ossigeno-18 e deuterio (idrogeno pesante) precipitano prima, a quote più basse. Misurando queste proporzioni nell’acqua di una sorgente, i ricercatori risalgono alla quota media da cui si è ricaricato l’acquifero.mdpi+1

Tre Acquiferi Carbonatici sotto la Lente degli Isotopi

L’Appennino centrale abruzzese ospita alcuni degli acquiferi carbonatici più produttivi d’Italia. Le rocce calcaree mesozoiche, intensamente fratturate dalla tettonica e percorse da condotti carsici, accumulano grandi volumi d’acqua e li rilasciano attraverso sorgenti che alimentano fiumi, acquedotti e riserve idriche regionali. Gli acquiferi carsici forniscono circa il 40% dell’acqua potabile nazionale.scintilena+2

Nel caso dei Monti Genzana–Greco, lo studio ha messo a confronto due sorgenti: l’Acquachiara e la Germina, quest’ultima non documentata in letteratura precedente. L’analisi isotopica ha stabilito che la sorgente Acquachiara si ricarica dalle aree carbonatiche di alta quota del massiccio, escludendo contributi dai depositi alluvionali della piana sottostante. La sorgente Germina, invece, condivide la stessa area di ricarica della sorgente Capolaia, rivelando una connessione idraulica sotterranea tra le due emergenze.mdpi

Per il Monte Morrone, la ricerca ha quantificato gli scambi tra l’acquifero carbonatico e il fiume Pescara nelle Gole di Popoli. I dati isotopici confermano che la ricarica avviene nel settore centro-meridionale del massiccio, a quote medie ed elevate, e che la sorgente Giardino rappresenta il punto di scarico basale principale. I guadagni di portata del Pescara lungo le Gole sono un’emergenza diretta dell’acquifero, non un contributo superficiale.mdpi

Il terzo caso riguarda i Monti Marsicano e la presenza del Lago di Scanno, un grande lago di sbarramento immerso nei carbonati. Lo studio ha chiarito il ruolo del lago nell’equilibrio idrico locale, distinguendo le acque lacustri — che subiscono evaporazione e si arricchiscono in isotopi pesanti — dalle acque di infiltrazione diretta delle precipitazioni.mdpi

Ossigeno-18, Deuterio, Trizio: Cosa Racconta Ogni Isotopo

Gli isotopi stabili dell’acqua (ossigeno-18 e deuterio) indicano dove si è ricaricato l’acquifero, sfruttando il gradiente altimetrico delle precipitazioni. Negli Appennini, il valore di ?¹?O diminuisce di circa 0.15–0.25 per mille ogni 100 metri di quota guadagnati. Conoscere la firma isotopica di una sorgente equivale dunque a leggere la quota da cui proviene la sua acqua.downloads.hindawi

Il trizio (³H) è invece un isotopo radioattivo dell’idrogeno, con un’emivita di circa 12,3 anni. Entra nel ciclo idrologico attraverso le precipitazioni e decade nel tempo. La sua concentrazione nell’acqua di una sorgente permette di stimare il tempo medio di transito — cioè quanto a lungo l’acqua è rimasta nel sottosuolo prima di emergere. Acque con trizio elevato sono giovani, di ricarica recente. Acque con trizio basso o assente indicano circuiti lunghi, di decenni o più.scintilena

Combinando i due strumenti con le misure di portata, i ricercatori ottengono un quadro completo: sapere dove si ricarica l’acqua, da quanto tempo circola e quanto contribuisce al bilancio idrico di ciascuna sorgente.mdpi

Bacino Superficiale e Bacino Sotterraneo Non Coincidono Mai

Uno dei messaggi più rilevanti dello studio riguarda la frequente divergenza tra il bacino idrografico superficiale — quello che si delimita su una carta topografica seguendo i crinali — e il bacino di alimentazione sotterraneo reale. Nei sistemi carbonatici fratturati, l’acqua può percorrere percorsi sotterranei che attraversano discontinuità tettoniche, passando sotto crinali apparenti e riemergendo in vallate adiacenti.scintilena+1

Questa divergenza ha implicazioni concrete per la gestione delle risorse idriche. Delimitare correttamente le zone di protezione di una sorgente richiede di conoscere il bacino idrogeologico reale, non quello morfologico. Le normative europee in materia — Direttiva 2000/60/CE e Direttiva 2006/118/CE — impongono la definizione di zone di protezione attorno alle sorgenti captate, ma la loro efficacia dipende dalla qualità delle informazioni disponibili sulla circolazione sotterranea.vulnerabilita-aree-carsiche.txt scintilena

Un Metodo Non Invasivo per Sistemi Difficili da Monitorare

I sistemi carsici dell’Appennino sono notoriamente difficili da investigare con metodi tradizionali. Le prove di pompaggio incontrano la variabilità locale della permeabilità. I traccianti artificiali richiedono autorizzazioni, attrezzature e tempi lunghi. Le sorgenti stesse presentano regimi di portata molto irregolari, con variazioni di ordini di grandezza tra magra e piena.scintilena

Gli isotopi naturali rappresentano uno strumento non invasivo e relativamente accessibile. Non richiedono l’immissione di sostanze esterne nel sistema, sono già presenti nell’acqua e registrano la storia idrologica della molecola d’acqua stessa. La metodologia adottata da Di Giovanni e Rusi è replicabile su altri acquiferi carbonatici dell’Appennino e delle catene montuose italiane, contribuendo a costruire una base conoscitiva più solida per la gestione delle risorse idriche in aree dove l’acqua sotterranea è una risorsa strategica.mdpi

Cambiamento Climatico e Ricarica degli Acquiferi

L’interesse per questi studi cresce in un contesto segnato dal cambiamento climatico. La riduzione del manto nevoso sulle quote appenninine e la variazione del regime pluviometrico incidono direttamente sulle modalità e sull’entità della ricarica degli acquiferi carbonatici. Le nevicate tardive e la loro fusione lenta in primavera rappresentano tradizionalmente un momento chiave per la ricarica degli acquiferi di alta quota.scintilena

Disporre di dati isotopici aggiornati su dove e quando avviene la ricarica permette di costruire modelli predittivi più accurati sull’evoluzione futura della disponibilità idrica. Per le sorgenti che alimentano gli acquedotti di centri abitati, conoscere i tempi di transito e la vulnerabilità del bacino di ricarica è una premessa indispensabile per decisioni gestionali tempestive.

Riferimento bibliografico
Di Giovanni, A.; Rusi, S. The Contribution of Natural Isotopes in Understanding Groundwater Circulation: Case Studies in Carbonate Aquifers of Central Apennines. Hydrology 2026, 13, 109. https://doi.org/10.3390/hydrology13040109

Lo studio di Di Giovanni & Rusi (2026).

Lo studio originale analizza tre acquiferi carbonatici abruzzesi utilizzando isotopi naturali (¹?O, deuterio, trizio) integrati con misure idrologiche. I principali risultati per ciascun caso:

Monti Genzana–Greco: gli isotopi stabili rivelano che la sorgente Acquachiara si ricarica dalle aree carbonatiche d’alta quota (escludendo i depositi alluvionali locali), mentre la sorgente Germina e la sorgente Capolaia condividono un settore di ricarica comune.
Monte Morrone: la firma isotopica e il trizio confermano la ricarica nel settore centro-meridionale del massiccio e quantificano i guadagni sotterranei del fiume Pescara nelle Gole di Popoli, identificando la sorgente Giardino come punto di scarico basale principale.
Monti Marsicano: viene chiarito il ruolo idrologico del Lago di Scanno nell’equilibrio idrico dell’acquifero.

Cosa rende prezioso l’approccio isotopico: gli isotopi stabili (?¹?O, ?D) tracciano la quota di ricarica sfruttando l’effetto altimetrico delle precipitazioni, il trizio stima il tempo di circolazione sotterranea, mentre le misure di portata quantificano i flussi. Questa combinazione risolve ambiguità che nessun singolo metodo può sciogliere, compresi i frequenti casi in cui il bacino idrogeologico sotterraneo non coincide con quello superficiale.

Come si Muove l’Acqua negli Acquiferi Carbonatici dell’Appennino Centrale

Studio approfondito basato su Di Giovanni, A.; Rusi, S. — Hydrology 2026, 13, 109

Sintesi

Un nuovo studio scientifico pubblicato sulla rivista Hydrology (MDPI) ad aprile 2026 affronta con rigore metodologico una delle domande fondamentali dell’idrogeologia appenninica: dove si ricaricano gli acquiferi carbonatici dell’Appennino centrale, quanto tempo ci impiega l’acqua a percorrere il sottosuolo e come raggiunge infine le sorgenti? I ricercatori Alessia Di Giovanni e Sergio Rusi combinano analisi degli isotopi naturali dell’acqua (ossigeno-18, deuterio, trizio) con misure idrologiche di campo su tre sistemi acquiferi dell’Abruzzo: i Monti Genzana–Greco, il Monte Morrone e i Monti Marsicano. I risultati, caso per caso, ridisegnano la comprensione di questi sistemi idrici regionali e offrono uno schema interpretativo esportabile ad altri contesti carbonatici complessi.[1]

Il Contesto: Gli Acquiferi Carbonatici dell’Appennino Centrale

Struttura geologica e idrostrutturale

L’Appennino centrale, e in particolare la regione abruzzese, è caratterizzato da imponenti massicci carbonatici mesozoici — calcari e dolomie del Cretacico e del Giurassico — organizzati in falde di sovrascorrimento. Questi rilievi costituiscono i principali acquiferi dell’Italia centrale, la cui permeabilità è di natura secondaria: deriva cioè non dalla porosità della roccia, bensì dalla fitta rete di fratture tettoniche e dai condotti di dissoluzione carsica sviluppatisi nel corso di milioni di anni.[2][3][4]

La struttura tipica di un acquifero carbonatico appenninico prevede una zona insatura (o vadosa) superiore, dove l’acqua percorre vie prevalentemente verticali attraverso fratture e condotti parzialmente riempiti d’aria, e una zona satura inferiore, dove tutti i vuoti sono pieni d’acqua e la circolazione è principalmente orizzontale verso i punti di emergenza. In Abruzzo le aree carsiche occupano oltre il 35% del territorio regionale e i grandi massicci carbonatici — Gran Sasso, Maiella, Morrone, Velino-Sirente, Marsicano, Monte Greco — alimentano alcune delle sorgenti più importanti d’Italia.[5][6][2]

Importanza idrica regionale e nazionale

Gli acquiferi carsici forniscono circa il 40% dell’acqua potabile nazionale. Il patrimonio idrico carsico italiano è stimato intorno a 410 milioni di metri cubi all’anno. In Abruzzo, lungo i margini basali dei massicci carbonatici, emergono numerose sorgenti molto produttive: le Sorgenti del Pescara ai piedi del Monte Morrone, le Sorgenti del Verde a Fara San Martino sul versante orientale della Maiella, le Sorgenti del Tirino alimentate dal Gran Sasso. La corretta identificazione delle zone di ricarica, dei percorsi sotterranei e dei tempi di circolazione è quindi essenziale non solo per la ricerca scientifica, ma per la gestione sostenibile di risorse idriche strategiche.[7][8][6][2]

Metodologia: Isotopi Naturali come Traccianti dell’Acqua

Il principio degli isotopi stabili (?¹?O e ?D)

L’acqua è composta da molecole che possono contenere isotopi pesanti o leggeri dell’ossigeno e dell’idrogeno. Le molecole leggere (con ossigeno-16 e idrogeno ordinario) evaporano più facilmente, mentre le molecole pesanti (con ossigeno-18 e deuterio, ²H) tendono a precipitare prima. Questo comportamento genera un effetto altimetrico sistematico: le precipitazioni che cadono ad alta quota, dove le nuvole si sono già impoverite di isotopi pesanti, hanno composizioni isotopiche più impoverite (valori di ?¹?O e ?D più negativi) rispetto a quelle di pianura. Ogni sorgente, quindi, porta la “firma” isotopica dell’altitudine media della propria zona di ricarica.[9][10]

Misurando la composizione isotopica dell’acqua alle sorgenti e conoscendo il gradiente altimetrico locale (tipicamente tra –0.15 e –0.25 ‰ per 100 m per il ?¹?O negli Appennini), è possibile risalire alla quota media di ricarica dell’acquifero. Questo approccio, consolidato nella letteratura internazionale, diventa particolarmente potente quando la firma isotopica delle acque sotterranee è confrontata con quella delle precipitazioni locali e delle acque superficiali.[11][10][12]

Il trizio (³H) come indicatore del tempo di circolazione

Il trizio è un isotopo radioattivo dell’idrogeno (³H, emivita ? 12,3 anni) prodotto naturalmente in atmosfera e immesso nelle precipitazioni. La sua concentrazione nelle acque sotterranee diminuisce in funzione del tempo trascorso dall’infiltrazione: acque giovani, che si sono ricaricate pochi anni fa, mostrano concentrazioni di trizio relativamente elevate, mentre acque più “vecchie” presentano concentrazioni decrescenti. L’analisi del trizio permette quindi di stimare il tempo medio di residenza o tempo di transito medio dell’acqua nell’acquifero — un’informazione critica per valutare la vulnerabilità alle contaminazioni e la capacità di rinnovamento della risorsa idrica.[13]

L’approccio integrato dello studio

La forza dello studio di Di Giovanni e Rusi risiede nell’integrazione tra dati isotopici e misure idrologiche dirette sul campo. I soli isotopi stabili indicano dove si ricarica l’acqua, il trizio indica da quanto tempo è in circolazione, mentre le misure di portata delle sorgenti e dei fiumi quantificano quanto contribuisce ciascuna componente al bilancio idrico complessivo. Questo approccio multiparametrico risolve ambiguità che i singoli metodi, presi separatamente, non potrebbero chiarire.[1]

I Tre Casi di Studio

1. Acquifero dei Monti Genzana–Greco: Attribuire le Sorgenti

L’acquifero dei Monti Genzana–Greco, nella parte meridionale dell’Abruzzo, è stato esaminato per chiarire le fonti di alimentazione di due sorgenti: la sorgente Acquachiara e la sorgente Germina, quest’ultima non precedentemente documentata in letteratura.[1]

La domanda centrale dello studio in questo caso era se la ricarica di queste sorgenti avvenga a livello locale — ad esempio da depositi alluvionali di bassa quota nelle piane intermontane adiacenti — oppure dal massiccio carbonatico vero e proprio, a quote più elevate. L’analisi isotopica ha fornito una risposta articolata:

La sorgente Germina, insieme alla già nota sorgente Capolaia, mostra una composizione isotopica coerente con un settore di ricarica comune, situato a quota intermedia sul massiccio. Questo implica una connessione idraulica tra le due sorgenti attraverso il sistema fratturato dei carbonati.[1]
La sorgente Acquachiara presenta invece una firma isotopica significativamente più impoverita, corrispondente a quote di ricarica più elevate — le parti centrali e alte del massiccio carbonatico — escludendo contributi significativi dai depositi alluvionali di bassa quota.[1]

Questo risultato ha implicazioni pratiche dirette: la protezione della sorgente Acquachiara deve estendersi alle aree di ricarica d’alta quota, non liminarsi alla piana circostante.

2. Acquifero del Monte Morrone: Quantificare le Perdite nel Pescara

Il Monte Morrone, che si eleva fino a oltre 2.000 m s.l.m. a est di Sulmona, è uno dei massicci carbonatici più studiati dell’Appennino centrale. Le Sorgenti del Pescara a Popoli rappresentano uno dei punti di emergenza principali di questo acquifero, ma la quantificazione dei contributi sotterranei al fiume Pescara lungo le Gole di Popoli era rimasta incerta.[2][1]

Lo studio ha affrontato due questioni:

Quantificare i guadagni di portata del fiume Pescara lungo le Gole di Popoli, dove il fiume scorre a diretto contatto con i carbonati del Morrone.
Confrontare la composizione isotopica delle sorgenti distribuite lungo il massiccio con quella della sorgente basale principale — la sorgente Giardino — per delimitare il bacino di alimentazione sotterraneo.

I risultati isotopici (isotopi stabili e trizio) confermano che la ricarica dell’acquifero avviene prevalentemente nel settore centro-meridionale del massiccio, a quote medio-alte. La firma isotopica della sorgente Giardino e delle sorgenti minori è compatibile con quote di ricarica elevate, escludendo apporti significativi dalle acque superficiali del Pescara. I guadagni di portata lungo le Gole di Popoli risultano essere un punto di emergenza primario dell’acquifero, confermando che la comunicazione tra il carbonato e il fiume è diretta e quantitativamente rilevante.[1]

3. Acquifero dei Monti Marsicano: Il Ruolo del Lago di Scanno

Il terzo caso di studio affronta un tema di particolare complessità per la presenza del Lago di Scanno, un grande lago di sbarramento localizzato nel cuore dei Monti Marsicano, in una delle zone paesaggisticamente più suggestive dell’Abruzzo interno. La domanda scientifica era: in che modo il lago interagisce con l’acquifero carbonatico circostante? Il lago perde acqua verso il sottosuolo, oppure riceve apporti dall’acquifero? E qual è la composizione isotopica delle acque sotterranee circostanti rispetto a quelle lacustri?[1]

L’analisi isotopica degli isotopi stabili permette di distinguere le acque lacustri — che subiscono evaporazione e si arricchiscono in isotopi pesanti — dalle acque di infiltrazione diretta delle precipitazioni, che non subiscono tale arricchimento. Il trizio consente di confrontare la “giovinezza” delle diverse componenti idriche. I risultati dello studio chiariscono il ruolo idrologico del lago nell’equilibrio idrico locale e nella circolazione sotterranea dei Marsicano, un’informazione fondamentale per la gestione di un ecosistema lacustre e acquifero strettamente interconnessi.[1]

Il Significato degli Isotopi: Approfondimento Metodologico

Diagramma ?¹?O–?D e retta meteorica mondiale

Le analisi isotopiche degli acquiferi vengono tradizionalmente rappresentate su un diagramma in cui sull’asse x si riporta il ?¹?O e sull’asse y il ?D (?deuterio). Le acque meteoriche globali si distribuiscono lungo la cosiddetta Retta Meteorica Mondiale (GMWL: ?D = 8 × ?¹?O + 10), definita da Craig nel 1961. Le acque sotterranee degli acquiferi carbonatici ben ricaricati da precipitazioni si dispongono generalmente lungo questa retta o vicino ad essa, a meno che non subiscano processi di evaporazione, miscelazione con acque di diversa origine o interazione con rocce evaporitiche.[14][12]

Scostamenti dalla retta meteorica indicano:

Arricchimento isotopico (valori di ?¹?O e ?D più positivi del previsto): indice di evaporazione superficiale delle acque prima o durante l’infiltrazione.
Impoverimento anomalo: potrebbe indicare contributi di acque di quota molto elevata o di acque di fusione nivale.
Allineamento su rette di miscelazione: segnala la mescolanza tra acque di due o più componenti con firme isotopiche diverse.

La “quota di ricarica” come strumento diagnostico

Il gradiente isotopico altitudinale nelle precipitazioni appennine è tipicamente compreso tra –0.15 e –0.25 ‰ per 100 m di quota per il ?¹?O. Misurando la composizione isotopica di una sorgente e conoscendo il gradiente locale ricavato da stazioni pluviometriche campionate a diverse quote, si può stimare la quota media di ricarica secondo la formula:[10]

[ h_{\text{ricarica}} = h_{\text{rif}} + \frac{\delta^{18}O_{\text{sorgente}} – \delta^{18}O_{\text{rif}}}{\nabla_{\delta^{18}O}} ]

dove ( \nabla_{\delta^{18}O} ) è il gradiente altitudinale locale (‰/100 m) e ( h_{\text{rif}} ) è la quota di riferimento. Questa stima fornisce la quota media ponderata della zona di ricarica, che può differire significativamente dal bacino imbrifero superficiale.

Trizio e modelli di transito

Il trizio entra nel ciclo idrologico attraverso le precipitazioni. La concentrazione tritio in un’acqua sotterranea può essere modellata attraverso diversi modelli di flusso:[13]

Modello a pistoni (piston flow): tutta l’acqua ha lo stesso tempo di transito. Applicabile a sistemi semplici e acquiferi a flusso laminare.
Modello a miscelazione (exponential mixing): il sistema è un serbatoio ben miscelato. Comune negli acquiferi carsici fratturati con ampie zone sature.
Modelli ibridi: combinano le due componenti e sono spesso i più realistici per gli acquiferi carbonatici complessi, dove coesistono una componente rapida (nei condotti) e una lenta (nella matrice fessurata).

La concentrazione attuale di trizio nelle precipitazioni italiane è vicina ai valori pre-atomici (1–3 UT), dopo il picco degli anni ’60 causato dai test nucleari atmosferici. Le acque con trizio molto basso o assente possono essere “vecchie” (> 50 anni di transito), mentre acque con trizio moderato indicano tempi medi di qualche decennio.[13]

Perché i Carbonati Appenninici sono Sistemi Così Complessi

Dualità della permeabilità

Gli acquiferi carbonatici dell’Appennino centrale presentano una duplicità strutturale che li rende particolarmente difficili da modellare. Da un lato, la matrice rocciosa è sostanzialmente impermeabile, ma la rete di fratture e i condotti di dissoluzione (spesso non esplorabili, ma idraulicamente significativi) creano percorsi preferenziali per il flusso rapido. Dall’altro lato, nelle zone meno fratturate, l’acqua si muove lentamente attraverso piccole discontinuità, formando una componente di flusso lento o “baseflow”. Questa duplicità si riflette nel comportamento delle sorgenti: alcune mostrano regime estremamente regolare durante tutto l’anno (sorgenti di base, baseflow springs), mentre altre rispondono rapidamente alle piogge con picchi di portata anche di ordini di grandezza superiori.[15][16][17][6]

Il ruolo della struttura tettonica

L’Appennino centrale è caratterizzato da una storia tettonica complessa: una catena a pieghe e sovrascorrimenti che oggi è interessata da un regime estensionale attivo con faglie normali quaternarie. Queste strutture non sono passate — condizionano attivamente la circolazione idrica sotterranea, creando zone preferenziali di flusso (in corrispondenza delle faglie permeabili) o barriere idrauliche (in corrispondenza di faglie chiuse da materiale argillitico o di sovrascorrimenti su unità impermeabili). La comprensione della struttura tettonica è quindi imprescindibile per costruire un modello idrogeologico attendibile.[18][16]

Acquiferi confinati e sistemi di sovrascorrimento

Nei massicci appenninici, le unità carbonatiche più permeabili (Calcare Massiccio, Calcari e Marne a Fucoidi, Scaglia Rossa e Bianca) sono spesso intercalate a livelli a bassa permeabilità (marne, argille, evaporiti). Questa alternanza crea sistemi multistrato dove acquiferi a quote diverse possono essere idraulicamente separati o parzialmente collegati. La stessa sorgente può ricevere contributi da acquiferi a quote differenti, rendendo l’interpretazione della firma isotopica non banale.[16][17]

Ricadute Scientifiche e Applicative

Risoluzione dell’attribuzione delle sorgenti

Uno dei contributi più pratici dello studio è la capacità degli isotopi di risolvere ambiguità nell’attribuzione delle sorgenti al relativo bacino di alimentazione. Nei sistemi carsici, la mancata corrispondenza tra bacino imbrifero superficiale e bacino idrogeologico sotterraneo è la norma, non l’eccezione. Una sorgente può ricevere contributi da un massiccio visivamente lontano, attraverso percorsi sotterranei che attraversano discontinuità tettoniche. Gli isotopi, confrontando la firma delle sorgenti con quella delle precipitazioni a diverse quote, permettono di identificare queste connessioni nascoste senza ricorrere a traccianti artificiali o a prove di pompaggio invasive.[6][1]

Stima del bilancio idrico e dei tempi di rinnovamento

La combinazione di isotopi stabili, trizio e misure di portata permette di stimare:

La ripartizione tra componente di flusso rapido (circuito breve, pochi mesi-anni) e componente di flusso lento (circuito profondo, decenni).
Il tempo medio di transito delle acque sotterranee, parametro critico per valutare la resistenza dell’acquifero a variazioni climatiche o eventi di siccità prolungata.
L’entità degli scambi tra acque sotterranee e corsi d’acqua superficiali (fiumi, laghi), come nel caso delle Gole di Popoli per il Pescara.[1]

Questi dati sono fondamentali per una gestione adattativa delle risorse idriche in scenari di cambiamento climatico, dove la riduzione delle precipitazioni e l’aumento dell’evapotraspirazione possono ridurre significativamente la ricarica degli acquiferi.[19]

Definizione delle zone di protezione

La normativa europea sulla tutela delle acque sotterranee (Direttiva 2000/60/CE e Direttiva 2006/118/CE) richiede la definizione di zone di protezione (ZP0, ZP1, ZP2) attorno alle sorgenti captate per uso idropotabile. La corretta delimitazione di queste zone dipende dalla conoscenza del bacino di alimentazione sotterraneo, dei tempi di transito e dei percorsi dell’acqua. I risultati isotopici dello studio forniscono basi quantitative per stabilire tali zone, superando le stime puramente topografiche che spesso sottostimano l’ampiezza reale del bacino di ricarica sotterraneo.[5][6]

Confronto con Altri Sistemi Carbonatici Italiani

Lo studio si inserisce in un filone di ricerca idrogeologica attivo su vari massicci carbonatici italiani, con i quali è possibile tracciare utili paralleli:

Massiccio / Area	Approccio metodologico	Caratteristica principale	Riferimento
Gran Sasso (Abruzzo)	Isotopi, pompaggi, traccianti	Acquifero più produttivo degli Appennini; ~1.000 km²	[3][4]
Monte Morrone (Abruzzo)	Isotopi, misure portata	Ricarica centro-meridionale; sorgenti Pescara	[1]
Umbria-Marche Appennino	Recessione idrologica, serie storiche	Regime stagionale regolare; flusso diffuso predominante	[17]
Matese (Campania-Molise)	GPS/InSAR, idrogeologia	Deformazione del suolo legata alle variazioni della falda	[20]
Gargano (Puglia)	Idrogeochimica, isotopi	Interfaccia acqua dolce-acqua salata; intrusione marina	[21]
Alpi Piemontesi	Monitoraggio chimico-fisico	Tre modelli distinti di circolazione carsica	[15]

Questa prospettiva comparata evidenzia come ogni massiccio abbia caratteristiche idrogeologiche proprie, legate alla struttura tettonica, alla litologia, al clima locale e alla geometria del sistema. Non esiste un modello universale: gli isotopi offrono uno strumento adattabile a ciascun contesto.

Il Ciclo Idrologico negli Acquiferi Carbonatici: Schema Concettuale

La circolazione dell’acqua in un acquifero carbonatico appenninico segue idealmente il seguente schema:[6][5][2]

Precipitazioni sulle zone di alta quota (1.200–2.200 m s.l.m.) come piogge autunnali-invernali e fusione della neve in primavera. Le precipitazioni si infiltrano attraverso doline, inghiottitoi, fratture e suoli poco sviluppati.
Percorso nella zona insatura (vadosa): l’acqua scende verticalmente attraverso una rete di fratture, talvolta convogliandosi in condotti principali. I tempi di percorrenza variano da ore (condotti carsici principali) a mesi (fratture minori nella matrice).
Accumulo nella zona satura: l’acqua raggiunge la falda e si muove orizzontalmente verso le zone di emergenza, seguendo il gradiente piezometrico. La zona satura può estendersi a grande profondità (centinaia di metri) nel cuore dei massicci.
Emergenza alle sorgenti: l’acqua emerge alle quote di base, spesso in corrispondenza di discontinuità litologiche (contatto con unità impermeabili) o strutturali (faglie, contatti tettonici). Le portate variano stagionalmente e seguono le precipitazioni con un ritardo che dipende dalle caratteristiche dell’acquifero.
Scambi con i corsi d’acqua: i fiumi che attraversano le zone di affioramento carbonatico (come il Pescara nelle Gole di Popoli) possono ricevere contributi sotterranei (fiumi gaining) o, più raramente, cedere acqua all’acquifero.

Gli isotopi naturali tracciano e quantificano ciascuno di questi passaggi, rivelando connessioni e trasferimenti che i soli metodi idrologici tradizionali non permetterebbero di identificare.

Domande di Ricerca Aperte

Nonostante i progressi dello studio, alcune questioni rimangono aperte e costituiscono sfide per la ricerca futura:

Variabilità stagionale delle firme isotopiche: le sorgenti campionate in poche occasioni potrebbero non catturare la variabilità stagionale, specialmente nei sistemi a doppia porosità dove la proporzione tra flusso rapido e lento varia nel tempo.
Effetti del cambiamento climatico sulla ricarica: la riduzione del manto nevoso in quota e le variazioni nel regime pluviometrico modificheranno le zone e le stagioni di ricarica privilegiata; i modelli isotopici dovranno essere aggiornati con serie storiche più lunghe.
Connessioni idrauliche profonde: in alcuni massicci appenninici, faglie profonde possono mettere in comunicazione acquiferi separati o consentire l’ascesa di acque termali o mineralizzate; questi apporti “esogeni” potrebbero alterare la firma isotopica delle sorgenti.[18]
Interazione con le acque di lago: il caso del Lago di Scanno richiama l’attenzione sulle zone di interfaccia tra sistemi lacustri e acquiferi, dove processi di evaporazione ed evapotraspirazione modificano le firme isotopiche in modo non banale.[1]

Conclusioni

Lo studio di Di Giovanni e Rusi (2026) rappresenta un contributo metodologico e conoscitivo di rilievo per l’idrogeologia dell’Appennino centrale. Integrando isotopi naturali dell’acqua con misure idrologiche su tre acquiferi carbonatici dell’Abruzzo, lo studio:[1]

Chiarisce l’origine delle acque alle sorgenti, distinguendo tra contributi da alta quota e da depositi alluvionali locali (caso Genzana–Greco).[1]
Quantifica gli scambi tra acquifero carbonatico e fiume Pescara nelle Gole di Popoli, identificando le sorgenti basali come punti di scarico primari (caso Morrone).[1]
Definisce il ruolo idrologico del Lago di Scanno nell’equilibrio idrico dei Monti Marsicano (caso Marsicano).[1]

In un contesto di crescente pressione sulle risorse idriche — amplificata dai cambiamenti climatici e dalla “bancarotta idrica globale” già rilevata a livello planetario — la conoscenza approfondita degli acquiferi carbonatici appenninici non è un esercizio accademico, ma una necessità operativa per la gestione e la protezione di risorse che dissetano milioni di persone.[19]

Riferimento Bibliografico

Di Giovanni, A.; Rusi, S. The Contribution of Natural Isotopes in Understanding Groundwater Circulation: Case Studies in Carbonate Aquifers of Central Apennines. Hydrology 2026, 13, 109. https://doi.org/10.3390/hydrology13040109[1]

Fonti consultate

Di Giovanni, A.; Rusi, S. — Hydrology 2026, 13, 109 — https://doi.org/10.3390/hydrology13040109 mdpi
Scintilena — Abruzzo speleologico: grotte, carsismo e acque sotterranee nella regione dei grandi massicci — https://www.scintilena.com/abruzzo-speleologico-grotte-carsismo-e-acque-sotterranee-nella-regione-dei-grandi-massicci/03/05/scintilena
Scintilena — Acquiferi carsici in Italia: una risorsa idrica strategica da tutelare — https://www.scintilena.com/acquiferi-carsici-in-italia-una-risorsa-idrica-strategica-da-tutelare/06/05/scintilena
Scintilena — Dossier Le Acque di origine carsica: una risorsa strategica — https://www.scintilena.com/wp-content/uploads/2024/08/Dossier-Le-Acque-di-origine-carsica-una-risorsa-strategica.pdf scintilena
MDPI — Groundwater Circulation in Fractured and Karstic Aquifers of the Umbria-Marche Apennine — https://www.mdpi.com/2073-4441/12/4/1039 mdpi
MDPI — A Stepwise Modelling Approach to Identifying Structural Features That Control Groundwater Flow in a Folded Carbonate Aquifer System — https://www.mdpi.com/2073-4441/14/16/2475 mdpi
MDPI — An Attempt to Characterize the Recharge of Alluvial Fans Facing the Northern Italian Apennines: Indications from Water Stable Isotopes — https://www.mdpi.com/2073-4441/12/6/1561 mdpi
MDPI — Evaluation of Minimum Karst Spring Discharge Using a Simple Rainfall-Input Model: Capodacqua di Spigno Spring — https://www.mdpi.com/2073-4441/11/4/807 downloads.hindawi
Springer — Isotopes of the Earth’s Hydrosphere — https://link.springer.com/book/10.1007/978-94-007-2856-1 scintilena
Scintilena — ISPRA presenta la Carta Idrogeologica d’Italia — https://www.scintilena.com/ispra-presenta-la-carta-idrogeologica-ditalia-una-nuova-mappa-per-le-acque-sotterranee/06/12/scintilena
Scintilena — Il Pianeta in Bancarotta Idrica: crisi globale dell’acqua — https://www.scintilena.com/il-pianeta-in-bancarotta-idrica-una-ricerca-approfondita-sulla-crisi-globale-dellacqua/01/26/scintilena

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La Montagna che Respira: il Sistema Carsico di Santa Croce Nasconde il Mistero di un Grande Acquifero dell’Italia Centrale

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 28^th 2026 at 12:00

Sotto Narni scorrono tredici metri cubi d’acqua al secondo. Nessuno ha mai trovato da dove entrano

Sotto la Montagna di Santa Croce e sotto Narni scorrono tredici metri cubi d’acqua al secondo — ogni secondo. È più di quanto molti fiumi trasportino in superficie. Eppure l’entrata di questo fiume sotterraneo non è mai stata trovata. Qualcuno ci prova da quarant’anni.

La Montagna di Santa Croce e le Gole del Nera: contesto geografico tra Stifone, Montoro e San Casciano

La Montagna di Santa Croce è un rilievo calcareo di 454 metri s.l.m. che si affaccia sull’abitato di Narni, nel settore meridionale dell’Umbria (provincia di Terni). Si trova a nord del fiume Nera, esattamente nel punto in cui il fiume ha inciso le sue celebri Gole: un canyon calcareo lungo circa sei chilometri tra le frazioni di Stifone, Montoro, San Casciano e Casa Nera.utecnarni.altervista

Il rilievo fa parte della Dorsale Narnese-Amerina, una catena carbonatica di circa 45 km orientata NW-SE che costituisce l’ultimo baluardo occidentale dell’Appennino, oltre il quale si aprono le distese collinari plioceniche del Lazio.utecnarni.altervista

Sul fondo delle gole, a quota circa 75–90 m s.l.m., il fiume Nera scorre alimentato da decine di emergenze sorgentizie diffuse lungo le sponde rocciose. Quelle acque conferiscono all’acqua il caratteristico colore azzurro-cobalto e rendono le Gole del Nera uno dei paesaggi naturalistici più riconoscibili dell’Umbria meridionale.instagram+1

Calcari massicci e fratture: perché la Montagna di Santa Croce è così poco carsificabile

La Montagna di Santa Croce è costruita sul Calcare Massiccio del Lias inferiore (Hettangiano-Sinemuriano), la formazione carbonatica più antica e massiccia dell’Appennino umbro-marchigiano. Questa roccia si è depositata in un ambiente di piattaforma carbonatica tropicale circa 200 milioni di anni fa. La sua struttura omogenea e priva di stratificazione continua è considerata, in teoria, la più carsificabile nell’intera serie sedimentaria appenninica.sgi.isprambiente+1

Sul versante di Stifone si riconosce una sezione di almeno 250 metri di calcare massiccio continuo. Eppure la montagna mostra uno sviluppo speleologico praticamente insignificante rispetto ai grandi massicci carbonatici italiani — alpini, appenninici meridionali e sardi. Il motivo risiede nella tettonica.scintilena

Le faglie dirette quaternarie hanno prodotto una fratturazione fittissima ma disordinata. Il flusso idrico si disperde in mille percorsi capillari invece di concentrarsi in condotti unici. Il carsismo risultante è di tipo “disperso”: dissoluzione diffusa attraverso la matrice fratturata, senza erosione concentrata capace di aprire grotte percorribili.scintilena+1

La montagna non assomiglia al Gran Sasso, al Matese, agli altopiani dolomitici o all’acquifero carsico pugliese. Non ci sono ampi pianori dove l’acqua si raccoglie e penetra con forza nel sottosuolo. Il rilievo è morfologicamente modesto e fortemente inciso dalle valli. Le 17 grotte censite dall’UTEC — molte di ridottissimo sviluppo — testimoniano un carsismo che lavora in profondità, non in superficie.scintilena

Sorgenti carsiche di Stifone con portata record: 13.420 litri al secondo

Nell’alveo del fiume Nera, tra le frazioni di Stifone e Nera Montoro, l’acquifero carsico della Dorsale Narnese-Amerina emerge attraverso un sistema di sorgenti localizzate e lineari. Insieme erogano una portata totale non inferiore a 13,0–13,5 m³/s (13.000–13.500 litri al secondo), confermando le sorgenti di Stifone tra le maggiori sorgenti carsiche d’Italia per portata volumetrica.scintilena+2

Il primo studio idrologico sistematico dell’area risale a Zoppi (1892), che attraverso la misura delle portate dei mulini lungo la gola del Nera stimò una portata superiore ai 10 m³/s. Studi del 2000 (Boni) hanno aggiornato il dato a 13,5 m³/s.idrogeologiaquantitativa

La sorgente principale è la Sorgente della Morica, che emerge direttamente nell’alveo del Nera a circa 10 metri di profondità. La corrente che sale dal fondo è così potente che i sommozzatori riescono a penetrarvi con difficoltà.scintilena

Le acque presentano caratteristiche idrogeochimiche del tutto peculiari: sono classificate come solfato-alcalino-terrose e cloruro-alcaline, con una mineralizzazione elevata (conducibilità da 2.900 a oltre 3.500 µS/cm). Questo dato è incompatibile con una semplice dissoluzione superficiale del Calcare Massiccio locale. La composizione chimica è la firma di un percorso sotterraneo lunghissimo, attraverso formazioni evaporitiche profonde e in presenza di fluidi crostali. Le acque non sono idonee per uso idropotabile a causa dell’eccessiva salinità.scintilena+1

Nel maggio 2023, esplorazioni biologiche nelle sorgenti della Gola del Nera hanno portato alla scoperta di una nuova specie di Niphargus — un gamberetto troglobio privo di pigmentazione — mai osservata prima in Umbria. La sua presenza è un eccellente tracciante biologico per identificare connessioni tra acquiferi distanti.scintilena

L’acquifero regionale carsico dell’Umbria meridionale: il bacino idrogeologico da 1.000 km²

Nel 1987, Ugo Chiocchini, Maurizio Chiocchini e Fedele Manna pubblicano uno studio idrogeologico fondamentale su Geologia Applicata e Idrogeologia (vol. 22, pp. 103–140). Lo studio ricostruisce la circolazione idrica sotterranea della Dorsale Narnese-Amerina in occasione della progettazione della galleria ferroviaria Santa Croce sulla linea Orte-Falconara.isprambiente+1

La conclusione è di quelle che non si dimenticano: i soli Monti di Amelia — la struttura carbonatica principale della dorsale — contribuiscono per non più del 15% alla portata totale del sistema sorgentizio. Per giustificare le portate osservate, il bacino di alimentazione deve avere un’estensione non inferiore a 1.000 km².rosa.uniroma1+2

In pratica, l’acquifero che alimenta Stifone attraversa in profondità una parte sostanziale dell’Umbria meridionale, raccogliendo le precipitazioni da strutture carbonatiche lontane decine di chilometri — Monti di Narni, Dorsale Martana, Dorsale Sabina — e trasportandole lungo faglie, fratture e condotti profondi fino alle emergenze nell’alveo del Nera.idrogeologiaquantitativa+1

Studi successivi dell’Università di Perugia (Di Matteo, Dragoni e Valigi, 2008) hanno aggiornato il modello idrogeologico senza modificarne le conclusioni di fondo. La circolazione è di scala appenninica regionale, non locale.rosa.uniroma1

Idrogeologia delle Gole del Nera: la galleria ferroviaria Santa Croce come finestra sul sottosuolo umbro

Le perforazioni eseguite da Ferrovie dello Stato durante la fase di progettazione della galleria Santa Croce evidenziarono la presenza di abbondante acqua a profondità significative nella fascia esaminata. Questa scoperta portò a uno spostamento del tracciato verso nord rispetto a quello inizialmente previsto, per evitare l’intersezione con i principali acquiferi e le zone di massima piezometria.scintilena

La galleria ferroviaria costituisce dunque, indirettamente, una conferma dell’esistenza di un reticolo di fratture significativo nel sottosuolo della Montagna di Santa Croce. In alcuni settori studi successivi hanno mostrato che la galleria ha completamente alterato il flusso sotterraneo, intercettando acque di acquiferi profondi che altrimenti emergerebbero naturalmente a Stifone.academia+1

Speleologi UTEC Narni alla ricerca del collegamento tra grotte alte e basse nel sistema carsico di Santa Croce

Durante il 2025, il Gruppo Speleologico UTEC Narni ha condotto una ricerca sistematica sulle cavità della Montagna di Santa Croce, costituendo un apposito gruppo di lavoro dedicato alle dinamiche dell’aria sotterranea. L’obiettivo principale è individuare possibili collegamenti tra ingressi situati a quote diverse: in pratica, dimostrare l’esistenza di grandi vuoti sotterranei che connettono il versante alto (quote 350–450 m) con le uscite basse nell’alveo del Nera (quota 75–90 m).corrieredellumbria+1

Tra gli ingressi alti — Grotta dello Svizzero, Grotta dei Veli, Grotta Celeste — e quelli bassi — Grotta Perduta, Miniera del Fosso del Fondo dei Frati, “Punto Freddo” — esiste un dislivello di circa 250–300 metri su una distanza planimetrica massima di 500 metri nel settore di Montoro. Questa configurazione genera importanti differenze di densità dell’aria interna ed esterna, producendo un comportamento “a polmone”: in inverno gli ingressi bassi aspirano aria fredda esterna mentre quelli alti soffiano aria calda (fino a 19°C alla Grotta dello Svizzero). In estate si invertono i ruoli.corrieredellumbria+1

Questo comportamento è considerato un indicatore di grandi volumi sotterranei e circuiti carsici complessi. L’aria misurata a 9°C in estate alla Grotta Perduta è sensibilmente più fredda della temperatura media attesa per quella fascia altimetrica, e suggerisce scambi termici su volumi ipogei molto estesi.scintilena

Per trasformare queste osservazioni in dati strumentali, il Gruppo UTEC ha adottato il metodo del tracciamento aereo con sensori NASO (Novel Aereal Sensing Observer), dispositivi open-source basati su microcontroller Arduino capaci di rilevare concentrazioni di gas tracciante a livello di parti per milione. Nel corso del 2025 sono state effettuate diverse campagne con immissioni di gas tracciante (butano) agli ingressi alti e sensori posizionati agli ingressi bassi. Le campagne di giugno, agosto e dicembre 2025 non hanno prodotto risultati strumentali conclusivi. Come sottolineano gli stessi ricercatori, questa situazione non è rara nei progetti di tracciamento dell’aria in ambienti carsici, dove tempi di transito lunghi o circuiti multipli possono mascherare i percorsi reali.scintilena+1

Parallelamente, proseguono scavi alla Grotta degli Archi e alla Grotta Sasha, e l’uso sistematico della scansione aerea LiDAR per riconoscere potenziali ingressi mascherati dalla vegetazione. Per il 2026 sono previsti monitoraggi termo-igrometrici e barometrici continuativi e la ricerca attiva di nuove cavità — tra cui la Grotta Tagliata e la Grotta dei Cocci Superiore — come potenziali accessi al sistema profondo.scintilena

La domanda che guida la ricerca resta la stessa da quarant’anni: dove scende, nella montagna, l’acqua che riemerge a Stifone? La risposta potrebbe aprire uno dei sistemi carsici più inattesi dell’Italia centrale.

Non la grotta spettacolare che non c’è, ma l’acquifero regionale che sfida qualsiasi modello “locale”.

Geologia — Il Calcare Massiccio hettangiano-sinemuriano (?250 m sul versante di Stifone) è teoricamente la formazione più carsificabile dell’Appennino, ma una tettonica multifase con thrust e faglie dirette quaternarie ha prodotto una fratturazione così pervasiva e disordinata da generare carsismo “disperso” — acqua che scorre in mille piccole fratture invece di scavare grotte percorribili.

Il paradosso idrogeologico — I Monti di Amelia (la dorsale principale) contribuiscono per non più del 15% alla portata totale di Stifone. Per i 13,0–13,5 m³/s totali serve un bacino di ricarica ?1.000 km², che va cercato nei Monti di Narni, nelle Dorsali Martana e Sabina e probabilmente in strutture umbro-orientali ancora non identificate con certezza.

La chimica “sporca” — Acque solfato-alcalino-terrose con conducibilità fino a 3.500 µS/cm e tracce di fluidi profondi: non potabili, nonostante emergano da calcare puro. La firma geochimica denuncia percorsi sotterranei lunghissimi attraverso evaporiti e probabili apporti da faglie attive.

La galleria Santa Croce (1987) — Lo studio Chiocchini et al. commissionato per la linea Orte-Falconara è ancora oggi la pietra miliare dell’idrogeologia regionale. Il tracciato fu spostato a nord per evitare gli acquiferi principali.

UTEC 2025 — Tracciamento dell’aria con sensori NASO, LiDAR aereo, scavi e meteorologia ipogea su 350 m di dislivello. Nessun collegamento diretto dimostrato finora, ma anomalie termiche molto significative (aria a 9°C in estate) che indicano grandi vuoti profondi.

La Montagna che Respira: il Sistema Carsico di Santa Croce Nasconde il Mistero di un Grande Acquifero dell’Italia Centrale

“Sotto la Montagna di Santa Croce e sotto Narni scorrono tredici metri cubi d’acqua al secondo — ogni secondo. È più di quanto molti fiumi trasportino in superficie. Eppure l’entrata di questo fiume sotterraneo non è mai stata trovata. Qualcuno ci prova da quarant’anni.”

Cos’è la Montagna di Santa Croce e Dove si Trova

La Montagna di Santa Croce è un rilievo calcareo di 454 metri s.l.m. che si affaccia come un gendarme silenzioso sull’abitato di Narni, nel settore meridionale dell’Umbria (provincia di Terni). Si trova a nord del fiume Nera, esattamente nel punto in cui il fiume ha inciso le sue celebri Gole, un canyon calcareo lungo circa sei chilometri fra le frazioni di Stifone, Montoro, San Casciano e Casa Nera. Il rilievo è parte della Dorsale Narnese-Amerina, una catena carbonatica di circa 45 km orientata NW-SE che costituisce, nelle parole dei geologi, “l’ultimo baluardo occidentale dell’Appennino”, oltre il quale si aprono le distese collinari plioceniche del Lazio.[1][2]

Le Gole del Nera si trovano tra il Monte Maggiore — su cui sorge Narni — e il Monte Santa Rosa, offrendo uno dei paesaggi naturalistici più sorprendenti dell’Umbria meridionale. Sul fondo delle gole, a quota circa 75–90 m s.l.m., il fiume Nera scorre alimentato non solo dalla propria portata superficiale ma soprattutto da decine di emergenze sorgentizie diffuse lungo le sponde rocciose, che conferiscono all’acqua il caratteristico colore azzurro-cobalto. Il borgo di Stifone, con i resti del porto romano e dei cantieri navali augustei, si trova proprio al centro di questo sistema sorgentizio.[3][4]

La dorsale è delimitata a ovest dai bacini plio-pleistocenici del Paglia e del Tevere e a est dal complesso sistema montuoso dell’Appennino umbro-marchigiano-sabino, con i Monti Martani in primo piano. La massima elevazione dell’intera catena è Monte Cosce (1114 m), all’estremità meridionale, mentre a nord del Nera le quote scendono progressivamente fino ai 454 m di Monte Santa Croce.[5][2]

Geologia del Massiccio: Calcare Massiccio, Tettonica e Fratturazione

La Successione Stratigrafica

La Montagna di Santa Croce è costruita essenzialmente su Calcare Massiccio del Lias inferiore (Hettangiano-Sinemuriano), la formazione carbonatica più antica e massiccia dell’Appennino umbro-marchigiano. Questa roccia si è depositata in un ambiente di piattaforma carbonatica tropicale di acqua bassa — paragonabile alle attuali Bahamas — circa 200 milioni di anni fa, con barre oolitiche, associazioni di tipo clorozoan, alghe verdi e coralli. Il suo aspetto massivo, privo di stratificazione continua e con struttura omogenea a banconi, è all’origine del nome.[6][7]

Gli spessori affioranti del Calcare Massiccio nell’Appennino umbro-marchigiano variano fino a un massimo di 600 metri, ma sul versante SW di Monte Santa Croce — quello che guarda verso Stifone — si riconosce una sezione di almeno 250 metri di calcare massiccio continuo, considerata dal punto di vista teorico la formazione più carsificabile in assoluto nell’ambito della serie sedimentaria appenninica.[8]

Al Calcare Massiccio si sovrappongono, nella successione umbro-marchigiana, calcari diasprini e selciferi giurassici, poi marne, scisti argillosi e flysch miocenico. La struttura complessiva della Dorsale Narnese-Amerina include rocce meso-cenozoiche della Successione Umbro-Marchigiana, della Successione Umbro-Romagnola e delle Unità Toscane. Il tutto è impostato su depositi triassico-miocenici che poggiano su sedimenti plio-pleistocenici di origine fluvio-lacustre.[9][10]

Una recente carta geologica in scala 1:12.500 della parte centrale della Dorsale Narni-Amelia (ISPRA, 2019) ha rivelato calcareniti a grana fine di materiale neritico inaspettatamente incastrate nei depositi giurassici superiori del Pliensbachiano-Bajociano, dopo l’annegamento della piattaforma carbonatica del Calcare Massiccio, e ha documentato una fase distensiva del Cretacico inferiore nella parte meridionale della dorsale, dove le Marne a Fucoidi (Aptiano-Albiano) riposano in modo inconforme sui carbonati hettangiani.[10]

La Tettonica: Accavallamenti, Faglie e Conseguenze Idrogeologiche

L’assetto tettonico della dorsale è complesso e multifase. La struttura presenta un sistema di accavallamenti (thrust faults) eredità dell’orogenesi appenninica (Miocene-Pliocene) e una fitta rete di faglie dirette quaternarie che si sovrappongono alle strutture compressive. Studi strutturali degli anni ’90 (Bigi et al., 1997, 2000; Boncio et al., 1995) hanno documentato in dettaglio la cinematica del settore, riconoscendo un sovrascorrimento principale (il Sovrascorrimento di Narni, Calamita et al. 1995) e numerose faglie parallele e fratture perpendicolari.[11][12][9]

Le ricerche del Gruppo Speleologico UTEC Narni hanno permesso di osservare direttamente che diverse cavità importanti — inclusa la Grotta dello Svizzero — sono collocate lungo una faglia diretta significativa, probabilmente la stessa che convoglia e drena le acque che confluiscono dall’Umbria meridionale verso Stifone. Questa faglia funziona come corridoio preferenziale per la circolazione idrica profonda, dirigendo i flussi verso le emergenze sorgentizie nell’alveo del Nera.[8]

La tettonica distensiva ha sconvolto anche la fascia tra Amelia e Guardea (Dorsale Narnese-Amerina), con faglie parallele e fratture perpendicolari che solcano gli strati geologici per circa 5 km in direzione N-S, creando le condizioni per la formazione di doline di enormi dimensioni — voragini profonde fino a 80 metri e diametrali fino a 70 metri nei “Cannetti” di Cesa Fumetto e dello Spiego.[11]

Perché i Calcari Massicci di Santa Croce Sono Poco Carsificabili

Il Paradosso della “Roccia Più Carsificabile”

Il Calcare Massiccio è nominalmente la formazione carbonatica teoricamente più carsificabile dell’Appennino: purezza elevata, struttura massiva priva di intercalazioni marnose che fungerebbero da diaframmi impermeabili, grande spessore. Eppure, la Montagna di Santa Croce presenta uno sviluppo speleologico praticamente insignificante rispetto ai grandi massicci carbonatici italiani.[8]

La ragione va cercata in una combinazione di fattori strutturali e morfologici che si oppongono all’apertura di grandi condotti percorribili:

1. Fratturazione pervasiva ma non ordinata. Le faglie dirette quaternarie hanno prodotto una fittissima rete di fratture di piccole dimensioni, orientate in modo disordinato, che disperdono il flusso idrico in mille percorsi capillari invece di concentrarlo in condotti unici. Il carsismo risultante è di tipo “disperso”, caratterizzato da dissoluzione diffusa attraverso la matrice fratturata piuttosto che da erosione concentrata. Le doline carsiche di superficie, presenti e documentate, testimoniano l’intensa dissoluzione in profondità, ma le cavità risultanti restano spesso anguste, farcite di sedimenti fini e inaccessibili.[1]

2. Assenza di zone di ricarica concentrate. A differenza dei grandi massicci appenninici come il Gran Sasso (~1.000 km²) o il Matese, oppure dei vasti altopiani carsici dell’Appennino meridionale e della Sardegna, la Montagna di Santa Croce offre una superficie di affioramento carbonatico molto limitata. Il rilievo è morfologicamente modesto (454 m s.l.m.) e fortemente inciso dalle valli, senza ampi pianori dove l’acqua possa raccogliersi e penetrare con forza nei condotti carsici.

3. Bassa acclività e sedimenti di copertura. La scarsa pendenza dei versanti setentrionali favorisce l’accumulo di suolo e residui di alterazione, che rallentano e diffondono la ricarica idrica impedendo la formazione di inghiottitoi di grandi dimensioni.[9]

4. Posizione strutturale “esposta”. Il massiccio è fortemente inciso dal Nera, che ha abbassato rapidamente il livello di base durante il Quaternario, “decapitando” i condotti carsici più antichi prima che potessero svilupparsi in grandi sistemi percorribili. Le cavità nate in condizioni di saturazione profonda sono rimaste sotto il livello freatico o colmate di depositi alluvionali.

Il Confronto con i Grandi Massicci

Questo contrasto con i massicci carbonatici alpini, appenninici meridionali e sardi non potrebbe essere più netto. La Piattaforma Carbonatica Apula in Puglia ospita calcari e dolomie del Cretacico spessi fino a 3.000 metri con un acquifero carsico di strategia nazionale. Il Carso Classico del Friuli-Venezia Giulia conta oltre 3.200 cavità nel solo tratto italiano con spessore carsificato fino a 500 m. L’Altopiano dei Sette Comuni in Veneto assorbe l’80-90% delle precipitazioni nelle grotte di Oliero. Il Gran Sasso sviluppa condotti carsici a scala decametrica e alimenta sorgenti potabili di decine di m³/s.[13][14]

La Montagna di Santa Croce, con le sue poche decine di grotte minori (17 censite dall’UTEC, molte di ridottissimo sviluppo), è invece una montagna che “non mostra” il suo carsismo in superficie: l’acqua scorre, ma in profondità, attraverso un reticolo fratturale non percorribile dall’uomo.[8]

13.000 Litri al Secondo: il Mistero delle Sorgenti di Stifone-Montoro

Una delle Maggiori Sorgenti d’Italia

Nell’alveo del fiume Nera, tra le frazioni di Stifone e Nera Montoro, l’acquifero carsico della Dorsale Narnese-Amerina emerge nell’incisione fluviale attraverso un sistema di sorgenti localizzate e lineari che insieme erogano una portata totale non inferiore a 13,0–13,5 m³/s (13.000–13.500 litri al secondo). Il primo studio idrologico sistematico dell’area risale a Zoppi (1892), che attraverso la misura delle portate dei mulini lungo la gola del Nera stimò una portata superiore ai 10 m³/s. Studi del 2000 (Boni) hanno confermato i 13,5 m³/s.[15][16][9]

Il gruppo sorgentizio rappresenta una delle maggiori emergenze carsiche d’Italia per portata volumetrica. A titolo di confronto, il fiume Nera a Terni ha una portata media annua di circa 60–80 m³/s: le sorgenti di Stifone-Montoro contribuiscono dunque con una quota significativa alla portata del corso d’acqua a valle.

La sorgente principale è la Sorgente della Morica, che emerge direttamente nell’alveo del Nera a circa 10 metri di profondità, con una corrente talmente potente che i sommozzatori riescono a penetrarvi con difficoltà. A monte della diga di Recentino sono presenti altre sorgenti in alveo con una portata media misurata di circa 1,0–1,5 m³/s. L’acqua captata alla diga de La Morica viene turbinata alla centrale idroelettrica di Nera Montoro.[17][15]

La Chimica delle Acque: Un’Impronta di Profondità

Le acque del sistema sorgentizio di Stifone-Nera Montoro presentano caratteristiche idrogeochimiche del tutto peculiari: sono classificate come solfato-alcalino-terrose e cloruro-alcaline, con una mineralizzazione elevata (conducibilità da 2.900 a oltre 3.500 µS/cm) assolutamente incompatibile con una semplice dissoluzione superficiale del Calcare Massiccio locale. Queste acque presentano anche un lieve termalismo (circa 16–17°C) e un’elevata pressione parziale di CO?, attribuita all’apporto di fluidi profondi risalenti lungo le faglie.[18]

La composizione chimica è la firma di un percorso sotterraneo lunghissimo, probabilmente attraverso formazioni evaporitiche profonde (gessi, anidriti) e in presenza di fluidi crostali. In ogni caso, sono non idonee per uso idropotabile a causa dell’eccessiva salinità. Questo è un fatto tanto paradossale quanto eclatante: la più grande sorgente carsica dell’Umbria produce acqua non potabile.[12][9]

Nel maggio 2023, esplorazioni biologiche nelle sorgenti della Gola del Nera hanno portato alla scoperta di una nuova specie di Niphargus (gamberetto troglobio), mai osservata prima in Umbria. Il Niphargus, organismo adattato all’ambiente sotterraneo e privo di pigmentazione, costituisce un eccellente tracciante biologico per identificare la connessione tra acquiferi: trovarlo in altri acquiferi e analizzarne il DNA potrebbe rivelare quali strutture contribuiscono all’alimentazione di Stifone.[18]

Il Bacino Idrogeologico “Impossibile”: Perché l’Acqua di Mezza Umbria Esce a Stifone

Il Bilancio Idrogeologico di Chiocchini (1987) e Suoi Sviluppi

Nel 1987, Ugo Chiocchini, Maurizio Chiocchini e Fedele Manna pubblicano sulla rivista Geologia Applicata e Idrogeologia (vol. 22, pp. 103–140) uno studio idrogeologico fondamentale condotto in occasione della progettazione della galleria Santa Croce della linea ferroviaria Orte-Falconara. Lo studio ricostruisce in dettaglio la circolazione idrica sotterranea della Dorsale Narnese-Amerina e giunge a una conclusione di straordinaria importanza: il bacino di alimentazione calcolato per le sorgenti di Stifone-Nera Montoro risulta insufficiente rispetto alle portate osservate.[19][20][12]

I calcoli del bilancio idrogeologico medio annuo mostrano che i soli Monti di Amelia — la struttura carbonatica principale della dorsale — contribuiscono per non più del 15% alla portata totale del gruppo sorgentizio. I pozzi e i piezometri perforati nella zona settentrionale dei Monti di Amelia indicano un flusso verso est con gradienti idraulici compresi tra 0,004 e 0,009, valori di una circolazione lenta e diffusa.[15][12][9]

La conclusione è lapidaria: per giustificare le portate osservate, il bacino di alimentazione deve avere un’estensione non inferiore a 1.000 km². Questa stima è confermata da studi successivi dell’Università di Perugia (Di Matteo, Dragoni e Valigi, 2008) che aggiornano il modello idrogeologico senza modificarne le conclusioni di fondo.[12][9][15]

Da Dove Arriva l’Acqua?

Le zone di ricarica supplementari — quelle che “mancano” al bilancio locale — vanno ricercate in un arco di strutture carbonatiche assai ampio:[15][12]

Monti di Narni: la dorsale immediatamente a est e a sud
Dorsale Martana: struttura carbonatica giurassica a est della Valle del Nera
Dorsale Sabina: struttura laziale a sud-est
Zone meridionali dei Monti della Valnerina
Flusso regionale dalle strutture carbonatiche dell’Umbria nord-orientale (possibile contributo)
Monte Peglia: il contributo di questa struttura alle sorgenti di base di Stifone (portata max 0,5 m³/s) rimane ancora da chiarire[9][15]

In pratica, l’acquifero che alimenta Stifone attraversa in profondità una parte sostanziale dell’Umbria meridionale, raccogliendo le precipitazioni da strutture carbonatiche lontane decine di chilometri e trasportandole — lungo faglie, fratture e condotti profondi — fino alle emergenze nell’alveo del Nera. La circolazione è di scala appenninica regionale, non locale.

La chimica delle acque (solfati elevati, salinità anomala, CO? profonda) è coerente con questo modello: le acque hanno tempi di residenza lunghissimi nel sottosuolo e percorrono formazioni evaporitiche profonde, arricchendosi in ioni che non potrebbero mai derivare dalla sola dissoluzione superficiale del Calcare Massiccio locale.[21][18]

La Galleria Ferroviaria Santa Croce: una “Finestra” sul Sottosuolo Umbro

L’Opera e il Suo Contesto Idrogeologico

La linea ferroviaria Orte-Falconara — collegamento diretto tra Roma e la costa adriatica — attraversa la Dorsale Narnese-Amerina tramite la galleria Santa Croce, scavata proprio nel sottosuolo della montagna oggetto di questo studio. La costruzione di quest’opera ha costituito l’occasione per lo studio idrogeologico più sistematico mai realizzato sul sistema acquifero narnese-amerino: lo studio Chiocchini, Chiocchini e Manna del 1987 è stato direttamente commissionato per supportare la progettazione del tracciato.[22][1]

Le perforazioni eseguite da Ferrovie dello Stato durante la fase di progettazione evidenziarono la presenza di abbondante acqua a profondità significative nella fascia esaminata. Questa scoperta portò a uno spostamento del tracciato verso nord rispetto a quello inizialmente previsto, per evitare l’intersezione con i principali acquiferi e le zone di massima piezometria. La galleria costituisce dunque, indirettamente, una conferma dell’esistenza di un reticolo di fratture e cavità significativo nel sottosuolo della Montagna di Santa Croce.[1]

Impatti e Misure di Protezione

Lo studio del 1987 ha avuto un ruolo cruciale nel definire le misure di protezione dell’acquifero durante e dopo lo scavo. Tra le soluzioni adottate: drenaggi controllati per reindirizzare le acque intercettate verso il Nera senza alterare i percorsi naturali, sistemi di impermeabilizzazione nei tratti critici, e monitoraggio piezometrico continuo per verificare che i livelli di falda non subissero variazioni significative in prossimità delle sorgenti.[1]

Studi successivi (documentati in letteratura) hanno mostrato che in alcune situazioni la galleria ha comunque alterato il flusso sotterraneo regionale, con “percorsi di flusso che intersecano i crinali naturali, dimostrando che la galleria ha completamente alterato il flusso sotterraneo in alcuni settori”. Questo fenomeno rende la galleria stessa una sorta di “finestra permanente” sul sottosuolo umbro, intercettando acque di acquiferi profondi che altrimenti emergerebbero a Stifone.[23]

Cosa Cercano gli Speleologi UTEC nel Ventre della Montagna

Il Progetto 2025: Tracciamento dell’Aria e Meteorologia Ipogea

Durante tutto il 2025, il Gruppo Speleologico UTEC Narni ha condotto una ricerca sistematica e metodica sulle cavità della Montagna di Santa Croce, costituendo un apposito Gruppo di Lavoro dedicato alle dinamiche dell’aria sotterranea. L’obiettivo principale è studiare la meteorologia ipogea del massiccio e individuare possibili collegamenti tra ingressi situati a quote diverse — in pratica, dimostrare l’esistenza di grandi vuoti sotterranei che connettono il versante alto (quote 350–450 m) con le uscite basse nell’alveo del Nera (quota 75–90 m).[24][1]

La geometria del problema è ben definita: tra gli ingressi alti (Grotta dello Svizzero, Grotta dei Veli, Grotta Celeste) e quelli bassi (Grotta Perduta, Miniera del Fosso del Fondo dei Frati, “Punto Freddo”) esiste un dislivello di circa 250–300 metri con una distanza planimetrica massima di circa 500 metri nel settore di Montoro. Questa configurazione genera importanti differenze di densità dell’aria interna ed esterna, producendo un comportamento “a polmone”:[24][1]

Stagione	Ingressi bassi	Ingressi alti
Inverno	Aspirano aria fredda esterna (T est. ~4°C)	Soffiano aria calda (fino a 19°C alla Grotta Domine Svizzero)
Estate	Efflusso aria fredda (9–11°C)	Aspirano aria calda esterna

Il comportamento “a polmone” è considerato un indicatore di grandi volumi sotterranei e circuiti carsici complessi. Valori di temperatura dell’aria uscente straordinariamente bassi — 9°C in estate alla Grotta Perduta — risultano sensibilmente inferiori sia alla temperatura media annua attesa per quella fascia altimetrica sia alla temperatura dell’acqua delle sorgenti del Nera (16–17°C). Questo raffreddamento anomalo è interpretabile come effetto combinato di evaporazione e scambio termico su volumi ipogei molto estesi.[24][1]

Il Metodo NASO: Gas Traccianti per Seguire il Vento

Per trasformare queste osservazioni qualitative in dati strumentali, il Gruppo UTEC ha adottato il metodo del tracciamento aereo con sensori NASO (Novel Aereal Sensing Observer), dispositivi open-source basati su microcontroller Arduino e sensori catalitici di gas, in grado di rilevare concentrazioni di butano e propano a livelli di parti per milione. I sensori, autocostruiti da Giulio Foschi per l’UTEC seguendo il progetto open-source di Alessandro Vernassa di Genova, registrano su datalogger i dati di concentrazione di gas ogni pochi secondi.[25][1]

Nel corso del 2025 sono state effettuate diverse campagne di tracciamento: immissioni di gas tracciante (bombolette spray contenenti butano) agli ingressi alti (Grotta dello Svizzero in giugno e agosto) con sensori posizionati agli ingressi bassi ipotizzati (Grotta Perduta, Miniera di Montoro, Punto Freddo). Le campagne di giugno, agosto e dicembre 2025 non hanno prodotto risultati strumentali conclusivi sui collegamenti diretti. Come sottolineano gli stessi ricercatori, “questa situazione non è rara nei progetti di tracciamento dell’aria in ambienti carsici”, dove tempi di transito lunghi, dispersione in volumi enormi o circuiti multipli possono mascherare i percorsi reali.[1]

LiDAR, Scavi e il Catasto delle Grotte

Parallelamente al monitoraggio dell’aria, durante il 2025 sono proseguiti esplorazioni e scavi: lavori alla Grotta degli Archi, scavi alla Grotta Sasha, e soprattutto l’uso sistematico della scansione aerea LiDAR per riconoscere potenziali ingressi mascherati dalla vegetazione e verificare le cavità già note. Il modello digitale del terreno LiDAR ha rivelato morfologie di superficie (doline, depressioni lineari, scarpate) coerenti con la presenza di vuoti sepolti.[1]

Ad oggi sono state censite e accatastate al Catasto Grotte dell’Umbria oltre 17 grotte nella sola Montagna di Santa Croce (oltre ad altre 10 non catastale). La ricerca è attiva e sistematica, e per il 2026 prevede: ricerca della Grotta Tagliata e della Grotta dei Cocci Superiore, verifica delle correnti d’aria in Grotta di Piero, Grotta di Sisto, Grotta della Topa e Grotta Sini, e pianificazione di monitoraggi termo-igrometrici e barometrici continuativi.[8][1]

Nelle grotte di Montoro è presente anche una traccia biologica inattesa: nelle esplorazioni subacquee della Sorgente della Morica sono state rinvenute ossa animali incastrate nelle rocce del condotto sotterraneo, a profondità di 10 metri. La corrente è talmente forte da rendere impossibile che un animale sia entrato dal basso: le ossa devono provenire dall’interno della montagna, trascinate dalla corrente idrica da qualche punto di ingresso ancora sconosciuto più a monte. Una prova indiretta, ma potente, dell’esistenza di vie d’accesso al sistema sotterraneo ancora da scoprire.[17]

Il Quadro d’Insieme: Acquifero Regionale e Sistema Idrogeologico

Un Acquifero che “Beve” dall’Umbria e “Beve” dai Fluidi Profondi

Il sistema idrogeologico delle sorgenti di Stifone-Nera Montoro non è spiegabile con la sola circolazione superficiale nell’acquifero della Dorsale Narnese-Amerina. I dati convergono verso un modello a doppio contributo:

1. Acquifero regionale carbonatico (circolazione fredda superficiale): raccoglie le precipitazioni da un’area ?1.000 km² di affioramenti carbonatici (Monti di Narni, Dorsale Martana, Dorsale Sabina, possibili contributi dall’Umbria nord-orientale) e le trasporta in profondità verso il livello di base regionale nell’alveo del Nera. I Monti di Amelia contribuiscono al massimo per il 15%.[12]

2. Contributo di fluidi profondi (circolazione calda-salata): la presenza di solfati elevati, CO? profonda, lieve termalismo e la salinità anomala nelle acque di Stifone suggerisce un apporto di fluidi profondi risalenti lungo le faglie attive dell’Appennino centrale. Un’autostrada di acque calde e salate, simile a quella documentata per l’Appennino meridionale, potrebbe attraversare il sottosuolo umbro mescolando la propria firma geochimica alle acque di circolazione più superficiale.[21]

Questo doppio contributo spiegherebbe sia le portate eccezionali (impossibili con la sola ricarica meteoritica locale) sia la chimica “sporca” delle acque, che le rende non potabili pur provenendo da rocce carbonatiche teoricamente pulite.[9]

Un Paradosso Idrogeologico

Il sistema di Stifone rappresenta dunque un paradosso idrogeologico di primissimo ordine: una delle maggiori sorgenti d’Italia per portata volumetrica, ubicata in una montagna geologicamente modesta, alimentata da un bacino di ricarica enormemente più grande dell’area che si vede in superficie, con acque non potabili per via di una chimica profonda. E l’entrata di tutto questo fiume sotterraneo — il punto dove l’acqua scende nell’acquifero prima di emergere a Stifone — non è mai stata identificata con certezza.

La questione è ancora aperta dopo oltre 130 anni di osservazioni (dal rilievo di Zoppi del 1892) e 40 anni di studi sistematici (da Chiocchini et al. del 1987). Gli speleologi dell’UTEC, con i loro sensori NASO, i voli LiDAR e le campagne di scavo, continuano a cercare quella “buca dei sogni” nel versante SW di Monte Santa Croce, certi che — da qualche parte — i 200 e più metri di calcare massiccio possano essere penetrati e che le gallerie sotterranee che portano alle potenti falde di Stifone attendano ancora il loro primo esploratore umano.[8]

Domande Aperte e Linee di Ricerca Future

Le questioni scientifiche irrisolte intorno al sistema carsico di Santa Croce sono molteplici:

Il bacino di ricarica esatto: quali strutture carbonatiche contribuiscono alle sorgenti di Stifone e in quale percentuale? Il ruolo del Monte Peglia e dell’Umbria nord-orientale rimane da chiarire.[15][9]
L’origine della mineralizzazione: la firma solfatica è dovuta a circolazione in evaporiti profonde, a risalita di fluidi endogeni lungo faglie attive, o a entrambi? La ricerca biochimica sul Niphargus potrebbe fornire indicazioni indirette.[18]
Il collegamento tra ingressi alti e bassi: i tracciamenti NASO del 2025 non hanno dato risultati; il 2026 prevede monitoraggi più estesi e continuativi.[1]
La “Grotta Tagliata” e la Grotta dei Cocci Superiore: due cavità cercate attivamente dagli speleologi UTEC come potenziali accessi al sistema profondo.[1]
L’impatto della galleria ferroviaria: in che misura la galleria Santa Croce ha modificato la piezometria regionale e quale effetto ha avuto sulle portate delle sorgenti?[23]

La risposta a queste domande non è solo un esercizio accademico: la gestione sostenibile delle risorse idriche dell’Umbria meridionale dipende dalla comprensione di un acquifero che, pur non essendo potabile, è parte integrante dell’equilibrio idrologico regionale e alimenta una centrale idroelettrica.[15]

Fonti principali: Chiocchini U., Chiocchini M. & Manna F. (1987), Geologia Applicata e Idrogeologia 22:103–140; Di Matteo L., Dragoni W. & Valigi D. (2008), Università di Perugia; Boni C. (2000), Hydrogeologie; Gruppo Speleologico UTEC Narni, campagne 2024–2025; Boni C., Bono P. & Capelli G. (1986), Schema Idrogeologico dell’Italia Centrale.

Fonti consultate

Chiocchini U., Chiocchini M. & Manna F. (1987) — Geologia Applicata e Idrogeologia 22:103–140. Studio idrogeologico della Dorsale Narnese-Amerina. Disponibile in parte su: https://www.isprambiente.gov.it/it/pubblicazioni/periodici-tecnici/memorie-descrittive-della-carta-geologica-ditalia isprambiente
Di Matteo L., Dragoni W. & Valigi D. (2008) — Aggiornamento delle conoscenze sulle risorse idriche dei Monti di Amelia, Università di Perugia. Disponibile su: https://www.idrogeologiaquantitativa.it/wordpress/wp-content/uploads/2009/04/Pubbl-2009-AGGIORNAMENTO-DELLE-CONOSCENZE-SULLE-RIS…idrogeologiaquantitativa
Di Matteo L., Dragoni W. & Valigi D. — Aggiornamento conoscenze risorse idriche Monti di Amelia (versione UNIPG). Disponibile su: https://rosa.uniroma1.it/rosa02/engineering_geology_environment/article/download/934/802/2962 rosa.uniroma1
Boni C. (2000) — Risorse idriche sotterranee dei massicci carbonatici umbri. Disponibile su: https://www.idrogeologiaquantitativa.it/wordpress/wp-content/uploads/2009/11/Pubb_1991_Risorse_Idriche_Umbria.pdf idrogeologiaquantitativa
Boni C., Bono P. & Capelli G. (1986) — Schema Idrogeologico dell’Italia Centrale. Disponibile su: https://www.idrogeologiaquantitativa.it/wordpress/wp-content/uploads/2009/11/Pubb_1986_Schema_Italia_Centrale.pdf idrogeologiaquantitativa
Carta Idrogeologica della Regione Umbria 1:100.000 (AIGAA). Disponibile su: https://www.aigaa.org/aiga/public/GGA.2005-02.0-59.0085.pdf aigaa
ISPRA (2023) — Geological map of the central part of Narni-Amelia Ridge (Central Apennines, Italy). Disponibile su: https://www.isprambiente.gov.it/it/pubblicazioni/periodici-tecnici/geological-field-trips/geological-map-of-the-central-part-of-isprambiente.gov
SGI-ISPRA — Scheda Calcare Massiccio, Catalogo Formazioni Italiane. Disponibile su: http://sgi.isprambiente.it/catalogo-formazioni-italiane/pdf_pub/7013.pdf sgi.isprambiente
Scintilena (2026) — Aria sotterranea e vuoti irraggiungibili: il viaggio del vento nella Montagna di Santa Croce. Disponibile su: https://www.scintilena.com/aria-sotterranea-e-vuoti-irraggiungibili-il-viaggio-del-vento-nella-montagna-di-santa-croce/01/06/scintilena
Scintilena (2024) — Le risorse idriche delle Gole di Stifone. Disponibile su: https://www.scintilena.com/le-risorse-idriche-delle-gole-di-stifone/08/26/scintilena
Scintilena (2015) — Il Monte Santa Croce, ovvero una Grotta per ogni amico. Disponibile su: https://www.scintilena.com/narni-il-monte-santa-croce-ovvero-una-grotta-per-ogni-amico/04/29/scintilena
Scintilena (2023) — La scoperta nel cuore delle grotte di Narni: una nuova specie di gamberetto mai vista prima in Umbria. Disponibile su: https://www.scintilena.com/la-scoperta-nel-cuore-delle-grotte-di-narni-una-nuova-specie-di-gamberetto-mai-vista-prima-in-umbria/scintilena
Scintilena (2008) — Le sorgenti di Stifone, quando leggenda e realtà si toccano. Disponibile su: https://www.scintilena.com/le-sorgenti-di-stifone-quando-leggenda-e-realta-si-toccano/10/20/scintilena
UTEC Narni — La geografia dei nostri monti. Disponibile su: http://utecnarni.altervista.org/la-geografia-dei-nostri-monti/utecnarni.altervista
Scintilena (2026) — Tracciamento aereo sotterraneo: tutte le tecniche per seguire l’aria nelle grotte. Disponibile su: https://www.scintilena.com/tracciamento-aereo-sotterraneo-tutte-le-tecniche-per-seguire-laria-nelle-grotte/03/13/scintilena
Wikipedia — Gole del Nera. Disponibile su: https://it.wikipedia.org/wiki/Gole_del_Nera wikipedia
Scintilena (2026) — UTEC Narni riapre le porte al mondo sotterraneo. Disponibile su: https://www.scintilena.com/dove-soffia-la-montagna-utec-narni-riapre-le-porte-al-mondo-sotterraneo/01/15/scintilena

L'articolo La Montagna che Respira: il Sistema Carsico di Santa Croce Nasconde il Mistero di un Grande Acquifero dell’Italia Centrale proviene da Scintilena.

Silicificazione e carst ipogeno in Brasile: come i fluidi idrotermali plasmano i serbatoi carbonatici

Scintilena

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Apríl 28^th 2026 at 09:00

Una ricerca multidisciplinare sulla Grotta di Calixto svela il ruolo delle strutture tettoniche e della variabilità stratigrafica nella formazione di condotti sotterranei profondi

La Grotta di Calixto e il contesto geologico del Cratone di São Francisco

Nel nord-est del Brasile, nello Stato di Bahia, si trova la Grotta di Calixto (Calixto Cave System, CCS), un sistema carsico tridimensionale lungo 1,4 km e profondo 55 m. Si sviluppa in una sequenza sedimentaria neoproterozoica del Gruppo Una, all’interno del bacino di Una-Utinga, nel Cratone di São Francisco.

Un gruppo internazionale di ricercatori delle Università di Bologna, di Parma, di Genova, della TU Delft e della Università Federale del Rio Grande do Norte (UFRN) ha pubblicato nel 2022 sulla rivista Marine and Petroleum Geology uno studio che analizza in dettaglio come la silicificazione diagenetica, le fratture tettoniche e la variabilità stratigrafica abbiano controllato lo sviluppo di questo sistema di grotte.cris.unibo+1

Il Cratone di São Francisco è la porzione occidentale di un grande blocco crostale segmentato durante la frammentazione della Pangea. La successione sedimentaria del Gruppo Una, di età compresa tra 950 e 600 milioni di anni, sovrasta un basamento archeano e paleoproterozoico di rocce metamorfiche e ignee.cris.unibo

La stratigrafia della sequenza: unità ad alta e bassa permeabilità

La sequenza sedimentaria esposta nella grotta si articola in cinque unità principali. Le dolomie dell’unità A (piano inferiore) ospitano una rete di condotti ascendenti e morfologie a spugna tipiche dell’ipogenesi. L’unità B1 è la protagonista dello studio: si tratta di dolomie altamente silicificate, con un contenuto di SiO? superiore all’80% in peso, che ospitano circa l’80% dei passaggi totali della grotta.cris.unibo

Le unità B2 e B3, composte da eteroliti silicoclastici e siltiti, presentano al contrario una permeabilità bassa e fungono da sigilli stratigrafici che confinano il flusso laterale. L’unità C, dolomia chertifera apicale, chiude la sequenza con permeabilità ulteriormente ridotta. Questa alternanza di livelli ad alta e bassa permeabilità ha determinato la compartimentazione del sistema di condotti in piani speleogenetici distinti, ciascuno con una propria geometria e morfologia.cris.unibo

La silicificazione: due fasi distinte di origine e significato diverso

Lo studio riconosce due principali fasi di silicificazione nell’unità B1:onlinelibrary.wiley+1

Prima fase – Silicificazione diagenetica precoce. A poca profondità e a temperature relativamente basse (50–100°C), la dolomite è stata sostituita da quarzo microcristallino (chert), formando noduli e strati che preservano parzialmente la tessitura dolomitica originale. Questa fase ha reso l’unità B1 meccanicamente più fragile rispetto alle dolomie non silicificate, favorendo in seguito una fratturazione più intensa e ravvicinata.

Seconda fase – Dissoluzione e riprecipitazione idrotermale profonda. Successivamente, fluidi idrotermali caldi e alcalini hanno dissolto parte della silice già precipitata, creando porosità vuggy nei noduli di chert. La stessa silice è poi riprecipitata in fratture e pori come mega-quarzo euedrale (Qtz-B) e calcedonio sferulitico (Qtz-C). Le misure su inclusioni fluide intrappolate nei cristalli di quarzo idrotermale indicano temperature minime di omogenizzazione comprese tra 165 e 210°C e salinità elevate, nell’ordine del 17–25% in peso (NaCl + CaCl?).onlinelibrary.wiley

Il controllo strutturale: fratture verticali e flusso orizzontale

L’analisi strutturale quantitativa ha identificato quattro set principali di fratture. Le zone di frattura (FZ) passanti, orientate NW-SE e N-S, attraversano verticalmente l’intera sequenza e hanno guidato il flusso ascendente dei fluidi idrotermali nel piano inferiore della grotta. I giunti strataobound, presenti nell’unità B1, hanno invece canalizzato il flusso in senso sub-orizzontale, parallelo alla stratificazione.cris.unibo

La combinazione di fratture ravvicinate (spaziatura media 12–53 mm in B1, contro 30–66 mm nell’unità A) e porosità vuggy da dissoluzione della silice ha prodotto in B1 una permeabilità bulk calcolata di circa 1.176 millidarcy, la più alta dell’intera sequenza. Le unità B2/B3 e C, con permeabilità di massa tra 0,003 e 34 millidarcy, hanno bloccato la risalita del flusso, forzandone la distribuzione laterale nell’orizzonte silicificato.cris.unibo

Morfologie ipogeniche: le impronte del flusso ascendente

La grotta non presenta le caratteristiche morfologiche tipiche del carst epigenico, ovvero assenza di connessione diretta con il drenaggio superficiale, assenza di sedimentazione fluviale e assenza di scallops da flusso unidirezionale. Le morfologie osservate sono invece riconducibili alla speleogenesi ipogena: flusso ascendente confinato di fluidi aggressivi acquisiti in profondità, indipendente dall’infiltrazione meteorica superficiale.karstwaters+1

Nel piano inferiore (unità A) si trovano strutture a spongework, condotti ascendenti e cupole di dissoluzione, localizzati lungo le intersezioni delle zone di frattura. Nel piano intermedio (unità B1) il sistema si organizza come un labirinto di gallerie sub-orizzontali con sezione sub-ellittica, confinate dai sigilli stratigrafici soprastanti.cris.unibo

Il modello evolutivo in cinque fasi

I ricercatori propongono un modello concettuale articolato in cinque fasi. La silicificazione precoce nel Neoproterozoico ha modificato le proprietà meccaniche e petrofisiche dell’unità B1. L’Orogenesi Brasiliana (600–540 Ma) ha poi prodotto le FZ passanti e i sistemi di frattura che connettono il basamento alla sequenza carbonatica sovrastante. La fase speleogenetica principale è attribuita all’evento tettono-termale Cambriano (~520 Ma): fluidi idrotermali alcalini risalgono lungo le FZ, si distribuiscono lateralmente in B1 e dissolvono sia la silice sia il carbonato, generando i condotti osservati. Una fase supergena tardiva, probabilmente legata all’ossidazione di solfuri nel basamento, ha sovrapposto in parte morfologie acide a quelle ipogeniche originarie.onlinelibrary.wiley+1

Implicazioni per la ricerca di idrocarburi e la gestione delle risorse idriche

Lo studio propone la Grotta di Calixto come analogo accessibile per la caratterizzazione di serbatoi carbonatici profondi dove la dissoluzione ipogena e la silicificazione hanno generato zone di elevata porosità e permeabilità. Questi condotti di dissoluzione sono spesso al di sotto della risoluzione sismica e quindi difficilmente cartografabili con i metodi geofisici standard.cris.unibo

Processi analoghi sono stati documentati in serbatoi produttivi di rilievo internazionale: i carbonati del Bacino di Tarim in Cina, i serbatoi pre-salt dei Bacini di Santos e Kwanza in Brasile offshore, il Bacino di Campos al largo del Brasile e il Campo Parkland nel Canada occidentale. In tutti questi casi, la silicificazione e il carst ipogenico hanno modificato in modo significativo la qualità del serbatoio.pubs.geoscienceworld+1

Oltre alla ricerca di idrocarburi, i carbonati fratturati e carsificati costituiscono le più importanti riserve mondiali di acqua geotermale e di acqua dolce sotterranea. La comprensione dei meccanismi che controllano la distribuzione della permeabilità in queste formazioni è quindi rilevante anche per la gestione sostenibile delle risorse idriche.cris.unibo

Il progetto POROCARSTE 3D e il team di ricerca

La ricerca è stata condotta nell’ambito del progetto POROCARSTE 3D (Processos e Propriedades em Reservatórios Carbonáticos Fraturados e Carstificados), finanziato da Shell Brasil e dall’Agenzia Nazionale del Petrolio brasiliana (ANP). Il gruppo di ricerca comprende Luca Pisani, Marco Antonellini, Francisco H.R. Bezerra, Cristina Carbone, Augusto S. Auler, Philippe Audra, Vincenzo La Bruna, Giovanni Bertotti, Fabrizio Balsamo, Cayo C.C. Pontes e Jo De Waele.cris.unibo

La mappa topografica del sistema di grotte utilizzata nello studio era stata realizzata nel 2008 dal Grupo Pierre Martin, a cui gli autori rendono merito per la disponibilità dei dati.cris.unibo

Sintesi dei temi principali

Lo studio documenta la Grotta di Calixto (Bahia, Brasile), un sistema carsico 3D multistrato lungo 1,4 km e profondo 55 m sviluppato in una sequenza neoproterozoica mista carbonatico-silicoclastica. La ricerca — pubblicata su Marine and Petroleum Geology — dimostra come l’interazione tra tre fattori controlli l’architettura dei condotti sotterranei:

Silicificazione: le dolomie dell’unità B1 (SiO? > 80 wt%) ospitano ~80% dei passaggi della grotta, perché la silicificazione genera fratture ravvicinate (12–53 mm), porosità vuggy e permeabilità bulk elevata (~1176 mD)
Pattern di fratture: le zone di frattura (FZ) passanti orientate NW-SE e N-S guidano il flusso verticale ascendente nel piano inferiore (unità A), mentre i giunti strataobound in B1 canalizzano il flusso sub-orizzontale laterale
Sigilli stratigrafici: le unità B2/B3 (eteroliti silicoclastici, a bassa permeabilità) e C confinano il flusso laterale, compartimentando il sistema in piani speleogenetici distinti

I fluidi idrotermali caldi e alcalini (temperature di omogenizzazione 165–210°C) sono responsabili della dissoluzione della silice seguita da riprecipitazione di calcedonio e mega-quarzo, con un’origine riconducibile all’evento tettono-termale Cambriano (~520 Ma) post-Orogenesi Brasiliana.

Il report include le sezioni: contesto geologico, metodologie, stratigrafia dettagliata, processi di silicificazione, controllo strutturale, modello evolutivo in 5 fasi, implicazioni per i serbatoi carbonatici, definizioni chiave, tabelle comparative e 8 domande di ripasso con risposte.

Silicificazione, Percorsi di Flusso e Dissoluzione Ipogena Profonda in una Sequenza Carbonatico-Silicoclastica (Brasile)

Studio Approfondito – Pisani et al. (2022), Marine and Petroleum Geology, 139, 105611

1. Panoramica e Importanza dello Studio

Lo studio di Pisani et al. (2022) analizza la Grotta di Calixto (Calixto Cave System, CCS), un sistema carsico 3D multistrato lungo 1,4 km e profondo 55 m, sviluppatosi in una sequenza mista carbonatico-silicoclastica neoproterozoica nel bacino di Una-Utinga, Cratone di São Francisco, Stato di Bahia, Brasile nord-orientale. La ricerca affronta un problema fondamentale per l’industria degli idrocarburi e delle risorse idriche: come la silicificazione diagenetica, la distribuzione delle fratture e la variabilità stratigrafica controllino congiuntamente i percorsi di flusso e la dissoluzione ipogena profonda, generando zone ad alta permeabilità in sequenze carbonatiche.[1][2][3][4]

Il lavoro è pubblicato su Marine and Petroleum Geology (DOI: 10.1016/j.marpetgeo.2022.105611) ed è stato condotto da un consorzio internazionale di ricercatori di Università di Bologna, UFRN (Brasile), Università di Genova, TU Delft, Università di Parma e altri istituti, nell’ambito del progetto POROCARSTE 3D finanziato da Shell Brasil/ANP.[2]

2. Contesto Geologico

2.1 Il Cratone di São Francisco e il Bacino di Una-Utinga

Il Cratone di São Francisco è la porzione occidentale di un grande blocco crostale che è stato segmentato durante la frammentazione della Pangea e l’apertura dell’Oceano Atlantico Meridionale. Il bacino di Una-Utinga (Fig. 1 nell’articolo) ospita una successione sedimentaria di età Neoproterozoica (Gruppo Una), che sovrasta il basamento Archeano e Paleoproterozoico composto da rocce metamorfiche e ignee.[3]

Formazione Bebedouro: diamictiti glaciomarine che costituiscono la base del Gruppo Una
Formazione Salitre: successione prevalentemente carbonatica con spessore minimo di 500 m, intercalata con livelli silicoclastici o terrigeno-eterolitici
Età di formazione del bacino: tra 950 e 600 Ma (rifting della supercontinente Rodinia)[3]

2.2 Contesto Tettonico: l’Orogenesi Brasiliana

Tra 740 e 560 Ma, questa regione è stata interessata da intensi eventi geodinamici e tettonici, genericamente raggruppati come Ciclo Pan-Africano/Orogenesi Brasiliana. Questi eventi hanno prodotto:[3]

Una rete complessa di fasce deformate orientate E-W e NNE-SSW
Sistemi di fratture, faglie e corridoi di fratturazione localizzati nelle zone di cerniera di pieghe
Gli eventi deformativi più recenti (540–510 Ma) erano caratterizzati da magmatismo a fessura e flusso di fluidi idrotermali associato lungo faglie e zone di frattura[3]

2.3 Il Sistema di Grotte Ipogeniche nel Cratone di São Francisco

I bacini di Una-Utinga e di Irecê ospitano centinaia di sistemi carsici, alcuni tra i più lunghi del Sud America, con una lunghezza cumulativa combinata di oltre 140 km. Alcune di queste grotte si sono sviluppate in condizioni ipogeniche grazie a fluidi idrotermali ascendenti che migravano verso l’alto attraverso il basamento fratturato. Un evento tettonico-termale Cambriano (~520 Ma) è indicato come uno dei probabili motori della speleogenesi ipogenica nella Formazione Salitre, mentre riattivazioni di faglie e eventi idrotermali durante la frammentazione della Pangea nel Giurassico-Cretaceo sono stati proposti per i sistemi carsici nella parte settentrionale del cratone.[5][3]

3. Metodologie di Indagine

Lo studio adotta un approccio multidisciplinare integrato che include:

Metodo	Scopo
Analisi morfologica e topografica della grotta (software cSurvey)	Ricostruzione 3D del sistema di condotti; orientazione e distribuzione dei passaggi
Analisi stratigrafica e strutturale (scanlines, stereonet, software DAISY3)	Caratterizzazione delle fratture, intensità P10, apertura meccanica e idraulica
Petrografia (23 sezioni sottili, microscopia ottica)	Identificazione di facies, tessitura, mineralogia diagenetica
Analisi XRF (18 campioni) e XRD	Composizione chimica (SiO?, MgO, CaO, ecc.) e fasi mineralogiche
SEM-EDS (microtessiture di silice)	Morfologia di grani di quarzo, texture di dissoluzione e riprecipitazione
Proprietà petrofisiche (permeametro a gas Coreval 700, 50 plug)	Porosità, permeabilità, densità su campioni orientati paralleli e normali alla stratificazione
Modellazione EPM (Equivalent Porous Media)	Calcolo della permeabilità di massa per ogni unità stratigrafica

La permeabilità idraulica individuale delle fratture è stata calcolata usando il modello a piastra parallela con correzione di apertura idraulica (b = B^2 / JRC^{2.5}), dove (B) è l’apertura meccanica e JRC il coefficiente di rugosità di Barton-Choubey.[3]

4. Stratigrafia del Sistema di Grotte di Calixto (CCS)

4.1 Sequenza Sedimentaria Esposta

La sequenza sedimentaria esposta nel CCS è suddivisa in cinque unità principali, descritte dal basso verso l’alto:[3]

Unità	Litologia	Caratteristiche chiave	Contenuto SiO?
A	Dolomie con stratificazione incrociata tabulare	Porosità vuggy/moldica; stiloliti; pirite ? ossidi di ferro; tessitura ooidal originale localmente preservata	Basso (~20–40 wt%)
B1	Dolomie altamente silicificate (wackestone/mudstone ooidal)	Quarzo microcristallino (Qtz-A = chert) in noduli; porosità vuggy e fratture riempite da Qtz-B (mega-quarzo euedrale) e Qtz-C (calcedonio); SiO? > 80 wt%	>80 wt% (massimo)
B2	Eteroliti (alternanza limo/argilla/carbonato), dolomie marnose	Bedding ondulato mm; pseudomorfi di pirite; bassa permeabilità	Moderato
B3	Siltiti silicoclastiche (tempestiti graduate)	Strutture HCS, laminazione incrociata con ripple; ruditi carbonatico-silicoclastiche ibride	Moderato-alto
C	Dolomie chertose (dolomicrite + grainstone ooidal/wackestone)	Noduli di chert; stiloliti post-silicificazione; bassa permeabilità	Moderato (più alto in chert)

Le unità B2, B3 e C fungono da sigilli stratigrafici che confinano il flusso laterale nell’unità B1 ad alta permeabilità.[3]

4.2 Organizzazione 3D della Grotta: i Piani Speleogenetici

Il CCS è classificato come sistema di grotte 3D multistrato con quattro unità speleogenetiche principali:[3]

Piano inferiore (da 55 a 35 m di profondità; unità A): Camere verticali, morfologie a spongework, condotti ascendenti, cupole, passaggi ciechi, “feeder” rift-like localizzati lungo intersezioni di set di fratture, faglie o zone di frattura (FZ). Questi geomorfi sono tipici (ma non esclusivi) delle grotte ipogeniche.[6][3]
Piano intermedio (da 35 a 31 m; unità B1-B3): La porzione più lunga (~80% dei passaggi della grotta), con un’estesa rete di gallerie sub-orizzontali a labirinto confinate nell’unità B1 altamente silicificata. Passaggi con sezione sub-ellittica o sub-arrotondata.[3]
Piano superiore (31-0 m; unità C): Passaggi secondari di piccole dimensioni; caratteristiche di corrosione per condensazione comunemente osservate vicino all’entrata.[3]
Dolina di entrata (crollo recente): Sedimenti rossi superficiali e detriti trasportati nel settore superiore da mudflow efimeri.[3]

La rete di condotti mostra quattro tendenze di orientazione in pianta: NE-SO (N35E-N45E) e NO-SE (N125E-N135E) come tendenze principali, con N-S (N0E-N10E) e E-O (N90E-N100E) come tendenze secondarie.[3]

5. Silicificazione: Processi, Fasi e Mineralogia

5.1 Fasi di Silicificazione

Sono riconosciute due principali fasi di silicificazione nell’unità B1:[7][3]

Fase 1 – Silicificazione diagenetica precoce (eodiagenestica)

Sostituzione dei grani di dolomite con quarzo microcristallino Qtz-A (chert) in noduli irregolari e strati
Avvenuta a basse temperature (ca. 50–100°C) e a scarsa profondità
Probabilmente associata a mistura di fluidi (acqua di mare neoproterozoica e soluzioni idrotermali provenienti dal basamento mesoproterozoico sottostante)[7]
Preserva parzialmente la tessitura dolomitica originale (fantasmi di romboedri)

Fase 2 – Dissoluzione e riprecipitazione idrotermale profonda (mesodiagenestica)

Fluidi idrotermali caldi e alcalini (temperature minime di omogenizzazione di 165–210°C da inclusioni fluide in quarzo mega) causano la dissoluzione della silice (evidenziata da tacche “V”, pitting, vugs nelle microtessiture del Qtz-A)[7]
Riprecipitazione come:
Qtz-B: mega-quarzo euedrale a blocchi che riempie fratture e pori di dissoluzione
Qtz-C: quarzo calcedonio sferulitico che riveste le pareti dei vuoti di dissoluzione
Inclusioni nei cristalli di quarzo idrotermale: barite, anidrite, K-feldspato, ossidi Fe-Ti, solfuri, apatite[3]

Gli isotopi del silicio e dell’ossigeno (?³?Si–?¹?O) in uno studio correlato confermano che la precipitazione della silice idrotermale avvenne da soluzioni idrotermali alcaline ad alta temperatura, con stime isotopiche di temperatura di 110–200°C. Le analisi microtermorometriche delle inclusioni fluide indicano una salinità di 17–25 wt% (NaCl + CaCl?).[7]

5.2 Ruolo della Silicificazione nella Permeabilità

La silicificazione è paradossalmente sia causa di alta permeabilità che, in una certa misura, di riduzione della stessa. L’effetto netto nell’unità B1 è di elevata permeabilità, per i seguenti motivi:[3]

La dolomite è meno resistente meccanicamente del chert ? la silicificazione aumenta la fratturabilità dell’unità
La dissoluzione della silice crea porosità vuggy e microkarst nelle noduli di chert
Le fratture nelle dolomie silicificate hanno spaziatura molto ravvicinata (12–53 mm in B1 vs. 30–66 mm in A)
Le aperture idrauliche risultanti traducono in permeabilità di frattura molto elevate

6. Controllo Strutturale: Fratture e Zone di Frattura

6.1 Set di Fratture Principali

L’analisi strutturale quantitativa (12 scanlines in 5 transetti) ha identificato quattro set di fratture principali:[3]

Set	Orientazione	Tipo	Unità interessata	Ruolo nel flusso
Set 1	NW-SE	Zone di frattura (FZ) passanti, faglie oblique	Soprattutto A, passanti	Feeder verticali del piano inferiore
Set 2	N-S / NNE-SSW	FZ passanti, faglie oblique	Passanti su tutta la sequenza	Feeder verticali, connettività verticale
Set 3	NE-SW	Giunti e vene strataobound	B1 (chert)	Controllo orientazione gallerie orizzontali
Set 4	E-W	Giunti e vene strataobound	Tutte le unità	Secondario, gallerie minori

Le FZ passanti (non strataobound) nell’unità A consentono il flusso verticale ascendente dei fluidi, mentre i giunti strataobound nell’unità B1 favoriscono il flusso orizzontale parallelo alla stratificazione.[3]

6.2 Proprietà Petrofisiche e Permeabilità

Le misure di permeabilità su 50 plug di roccia e la modellazione EPM rivelano una forte eterogeneità tra le unità:[3]

Unità	Spaziatura media fratture	Porosità media (%)	Permeabilità plug (mD)	EPM K_parallelo (mD)	EPM K_normale (mD)
A	30–66 mm	~6	10?³–10²	~738	~12
B1	12–53 mm	~11	10?²–10³	~1176	~37
B2/B3	23–210 mm	6–29	10?³–10¹	11–34	1–3
C	17–210 mm	1–6	10?³–10¹	~1	0.003–0.7

L’unità B1 (dolomie altamente silicificate) mostra la permeabilità di massa più elevata (EPM K_parallelo ~1176 mD), superiore anche all’unità A (FZ passanti, ~738 mD). Le unità B2, B3 e C fungono da sigilli a bassa permeabilità che confinano il flusso laterale.[3]

7. Modello Evolutivo di Speleogenesi Ipogena

7.1 Caratteristiche Morfologiche Ipogeniche

Il CCS non presenta le classiche caratteristiche speleogenetiche epigeniche (assenza di sedimentazione superficiale, morfologie vadose, scallops da flusso unidirezionale, connessione con il drenaggio superficiale). Le morfologie osservate sono invece tipiche dell’ipogenesi:[6][3]

Spongework nel piano inferiore: rete di passaggi anastomizzati sviluppati in condizioni di piena freatica
Cupole e passaggi ascendenti: morfologie di dissoluzione verso l’alto da fluidi in risalita
Feeder rift-like: condotti di alimentazione localizzati lungo l’intersezione di FZ, con aloni di sbiancamento reattivo e fronti reattivi centimetrici nelle fratture
Gallerie a labirinto sub-orizzontale nel piano intermedio: sviluppo preferenziale nell’unità B1 ad alta permeabilità, sotto il sigillo stratigrafico dell’unità B2

I sedimenti tipici della grotta sono autigenici (derivanti da collasso di blocchi o degradazione per corrosione da condensazione), privi di input epigenico.[3]

7.2 Fasi Evolutive del CCS

Il modello concettuale proposto dagli autori prevede le seguenti fasi evolutive:[3]

Fase 1 – Silicificazione diagenetica precoce e seppellimento

Sostituzione dei granuli di dolomite con Qtz-A (chert) nell’unità B1 a scarsa profondità
Fratturazione per seppellimento progressivo

Fase 2 – Microkarst nella silice

Dissoluzione iniziale della silice da fluidi caldo-alcalini; formazione di porosità vuggy nel chert

Fase 3 – Deformazione Brasiliana (600–540 Ma)

Fratturazione intensa; generazione di FZ passanti che connettono il basamento quarzitico con la sequenza carbonatica sovrastante

Fase 4 – Speleogenesi ipogena principale

Fluidi idrotermali caldi (165–210°C) e alcalini risalgono lungo le FZ (piano inferiore) ? flusso sub-orizzontale nell’unità B1 ad alta permeabilità
Dissoluzione sia di silice (microkarst in B1) che di carbonato (gallerie sub-orizzontali)
Riprecipitazione di Qtz-B e Qtz-C + minerali idrotermali accessori (barite, apatite, K-feldspato, ossidi Fe-Ti)
Questo evento è probabilmente legato all’evento tettono-termale Cambriano (~520 Ma)[7][3]

Fase 5 – Speleogenesi supergena tardiva e colasso

Speleogenesi acida solfurica (ossidazione di solfuri nel basamento) in acquiferi superficiali
Colassi ed entrata di sedimenti clastici

7.3 Schema del Flusso Tridimensionale

Il modello 3D di flusso proposto dagli autori è il seguente:[3]

Flusso ascendente ? Concentrazione lungo FZ passanti (unità A)
                          ?
              Flusso laterale sub-orizzontale in B1
              (alta permeabilità per silicificazione + fratture ravvicinate)
                          ?
              Sigillo stratigrafico B2/B3/C
              (bassa permeabilità = confinamento del flusso)
                          ?
              Breaching delle FZ ? accesso al piano superiore (unità C)

8. Implicazioni per i Serbatoi Carbonatici

8.1 La Grotta di Calixto come Analogo di Serbatoio

Il CCS è proposto come analogo accessibile per serbatoi carbonatici profondi dove la dissoluzione ipogena e la silicificazione hanno generato zone di elevata porosità/permeabilità difficilmente caratterizzabili tramite sismica (la maggior parte dei vuoti di dissoluzione è al di sotto della risoluzione sismica).[4][3]

Esempi di serbatoi caratterizzati da processi analoghi includono:[8][3]

Bacino di Tarim (Cina): serbatoi carbonatici con silicificazione idrotermale e carst ipogenico profondo
Serbatoi pre-salt dei Bacini di Santos e Kwanza (Brasile offshore): carbonati aptiani con silicificazione multistadio[9]
Bacino di Campos (Brasile offshore): grida di condotti di dissoluzione intercettati durante la perforazione
Campo Parkland (Canada occidentale): depositi oil-gas ospitati in carbonati con karstificazione ipogenica

8.2 Effetti sulla Qualità del Serbatoio

Le principali implicazioni per la caratterizzazione dei serbatoi:[10][7][3]

Zone ad alta permeabilità sono concentrate negli orizzonti carbonatici silicificati (la combinazione di intensa fratturazione + porosità vuggy da dissoluzione della silice genera permeabilità estremamente elevata)
Eterogeneità verticale marcata: alternanza di unità reservoir (B1) e sigillo (B2/B3/C) crea una forte anisotropia nel tensore di permeabilità
Rischi di perforazione: reti di condotti di dissoluzione profonda possono causare perdita di circolazione del fluido o collasso del foro[3]
Geotermia e acquiferi: i carbonati fratturati e carsificati costituiscono le risorse di acqua geotermale più significative a livello mondiale[3]

8.3 Confronto con Sistemi Simili nel Cratone di São Francisco

Sistema carsico	Bacino	Meccanismo principale	Strutture di controllo	Riferimento
Calixto Cave (CCS)	Una-Utinga	Ipogenesi idrotermale + silicificazione B1	FZ NW-SE/N-S + sigilli B2/B3	Pisani et al. (2022)[2]
Toca da Boa Vista / Barriguda	Irecê	Speleogenesi ipogena (fluidi ascendenti)	Anticlinali N-S; giunti subverticali	Klimchouk et al. (2016)[11]
Morro Vermelho Cave	Irecê	Ipogenesi + faglia trascorrente + silicificazione	Faglia trascorrente profonda; struttura anticlinale pop-up	Bertotti et al. (2020)[10][12]
Crystal Cave	Caboclo Fm.	Ipogenesi + silicificazione + corridoi di frattura	Strutture tettoniche profonde; pieghe; orizzonti silicificati	Souza et al. (2021)[3]

9. Concetti Chiave da Memorizzare

Definizioni Fondamentali

Speleogenesi ipogena (Klimchouk, 2007)
Formazione di cavità da flusso di fluidi ascendenti la cui aggressività è acquisita da sorgenti profonde, indipendente dalla percolazione di acque meteoriche. Il flusso è confinato e ascendente (vs. flusso discendente epigenico).[13][6]

Silicificazione
Sostituzione di minerali carbonatici (calcite, dolomite) con SiO? (quarzo, calcedonio, opale) da fluidi ricchi di silice. Può essere diagenetica precoce (a basse T) o idrotermale tardiva (ad alte T e alta alcalinità).[7][3]

Meccanica stratigrafica (Mechanical Stratigraphy)
Controllo che le variazioni stratigrafiche di litologia, composizione e proprietà meccaniche esercitano sulla distribuzione, spaziatura e lunghezza delle fratture.[3]

Permeabilità di frattura (modello a piastra parallela)
[k_f = \frac{b^2}{12}]
dove (b) è l’apertura idraulica. Il modello EPM integra la permeabilità di frattura con quella della matrice per stimare la permeabilità di massa.[3]

EPM (Equivalent Porous Media)
Modello che tratta un mezzo fratturato come un mezzo poroso equivalente, combinando permeabilità di matrice e permeabilità di frattura per ottenere la permeabilità di massa bulk a scala di outcrop.[3]

Fasi Mineralogiche Chiave della Silicificazione

Fase	Nome	Mineralogia	Origine	Tessitura
Qtz-A	Chert (quarzo microcristallino)	SiO? microcristallino	Diagenetica precoce	Noduli, strati, sostituzione di dolomite
Qtz-B	Mega-quarzo	SiO? euedrale blocky	Idrotermale	Riempimento fratture e pori vugy
Qtz-C	Calcedonio	SiO? sferulitico-fibroso	Idrotermale	Rivestimento pareti di vuoti di dissoluzione

10. Domande di Approfondimento e Ripasso

Domande Concettuali

Qual è la differenza fondamentale tra speleogenesi ipogena ed epigena?
La speleogenesi ipogena si sviluppa per flusso ascendente confinato di fluidi la cui aggressività è acquisita in profondità (processi termici, reazioni fluido-roccia), indipendente dall’infiltrazione meteorica superficiale. L’epigena dipende invece da acque meteoriche che percolano dall’alto verso il basso.
Perché l’unità B1 (dolomie altamente silicificate, SiO? > 80 wt%) ospita circa l’80% dei passaggi della grotta di Calixto?
Perché la silicificazione ha prodotto: (a) una fratturazione più intensa e ravvicinata (12–53 mm) rispetto alle altre unità; (b) una porosità vuggy elevata per dissoluzione della silice; (c) un’alta permeabilità di massa bulk (~1176 mD), che ha focalizzato il flusso laterale dei fluidi ipogenici in questa unità. I sigilli stratigrafici soprastanti (B2/B3) hanno confinato il flusso, amplificando la dissoluzione.
Quale evento tettono-termale è considerato il principale motore della speleogenesi ipogena nel CCS?
L’evento tettono-termale Cambriano (~520 Ma), associato a magmatismo a fessura e flusso di fluidi idrotermali alcalini ad alta temperatura lungo faglie e FZ generate dall’Orogenesi Brasiliana.
Come si distinguono morfologicamente un piano inferiore e uno intermedio della grotta di Calixto?
Il piano inferiore (unità A) mostra morfologie di spongework, condotti ascendenti, cupole e feeder rift-like localizzati su FZ passanti ? tipico dell’input verticale dei fluidi. Il piano intermedio (unità B1) presenta un labirinto di gallerie sub-orizzontali con sezione sub-ellittica ? tipico del flusso laterale parallelo alla stratificazione in un orizzonte ad alta permeabilità.
Qual è il significato applicativo della grotta di Calixto come analogo di serbatoio?
Permette di comprendere la geometria 3D e l’architettura dei condotti di dissoluzione in serbatoi carbonatici silicificati profondi, che sono al di sotto della risoluzione sismica. I modelli concettuali derivati da grotte accessibili possono guidare la caratterizzazione di serbatoi come i pre-salt brasiliani offshore o il Bacino di Tarim.

Domande Tecniche/Quantitative

Come viene calcolata la permeabilità di un sistema fratturato con il modello EPM?
Si combina la permeabilità della matrice (misurata su plug di roccia) con la permeabilità di frattura stimata dal modello a piastra parallela (k_f = b^2/12), dove b è l’apertura idraulica corretta per la rugosità JRC. Si usa poi il metodo di Freeze e Cherry (1979) per un volume elementare cubico di 1 m di lato.
Cosa indicano le temperature di omogenizzazione nelle inclusioni fluide del quarzo idrotermale del CCS?
Temperature minime di formazione di 165–210°C, indicando fluidi idrotermali profondi e ad alta temperatura. Le stime isotopiche ?³?Si–?¹?O dello studio di follow-up (Pisani et al., 2023) confermano temperature di 110–200°C per la fase idrotermale.
Quali depositi minerali idrotermali sono presenti nel CCS e cosa indicano?
Quarzo (Qtz-B, Qtz-C), calcedonio, barite, anidrite, K-feldspato (microclino), apatite, ossidi Fe-Ti, solfuri. Questi minerali sono tipici di assemblaggi idrotermali a media-alta temperatura e sono anche presenti in depositi di tipo Mississippi Valley (sfaleriite, galena, barite) nei bacini circostanti.

11. Connessioni con la Letteratura Correlata

Lo studio di Pisani et al. (2022) si inserisce in un crescente corpus di ricerche sulla speleogenesi ipogena nel Cratone di São Francisco e sulle sue implicazioni per i serbatoi carbonatici:[7][3]

Klimchouk et al. (2016) hanno caratterizzato il sistema ipogenico Toca da Boa Vista/Barriguda come il più lungo del Sud America, evidenziando il controllo dell’Orogenesi Brasiliana e dell’evento termico Cambriano[11][14]
Bertotti et al. (2020) hanno descritto la Grotta di Morro Vermelho come esempio di carst ipogenico controllato da una faglia trascorrente, con silicificazione in strati stratigrafici confinati[12][10]
Cazarin et al. (2019) hanno analizzato il sistema conduit-seal nelle Salitre Fm., mostrando come i livelli a bassa permeabilità controllino la distribuzione verticale dei condotti[5]
Pisani et al. (2023) hanno seguito con uno studio isotopico (?³?Si–?¹?O, inclusioni fluide) sulla stessa sequenza, vincolare quantitativamente le temperature e la composizione dei fluidi[8][7]
Per i serbatoi offshore brasilei, lo studio EGU25 (2025) sulla Grotta di Morro Vermelho conferma che i risultati del CCS sono rilevanti per comprendere la permeabilità dei serbatoi carbonatici fratturati pre-salt[15]

Fonti consultate:

Pisani L. et al. (2022) – Silicification, flow pathways, and deep-seated hypogene dissolution controlled by structural and stratigraphic variability in a carbonate-siliciclastic sequence (Brazil) – Marine and Petroleum Geology, 139, 105611. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2022.105611 sciencedirect
Preprint accettato (CRIS UniBO): https://cris.unibo.it/handle/11585/878383 cris.unibo
Pisani L. et al. (2023) – Hydrothermal silicification and hypogene dissolution of an exhumed Neoproterozoic carbonate sequence in Brazil: Insights from fluid inclusion microthermometry and silicon-oxygen isotopes – Basin Research. https://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1111/bre.12748 onlinelibrary.wiley
Bertotti G. et al. (2020) – The Morro Vermelho hypogenic karst system (Brazil): Stratigraphy, fractures, and flow in a carbonate strike-slip fault zone with implications for carbonate reservoirs – AAPG Bulletin, 104(10), 2029. https://pubs.geoscienceworld.org/aapgbull/article/104/10/2029/590893 pubs.geoscienceworld
Cazarin C.L. et al. (2019) – The conduit-seal system of hypogene karst in Neoproterozoic carbonates in northeastern Brazil – Marine and Petroleum Geology. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/2019MarPG.101…90C/abstract adsabs.harvard
Klimchouk A. et al. (2016) – Hypogenic origin, geologic controls and functional organization – Geomorphology. https://air.unipr.it/retrieve/e177fbc7-53fb-50b0-e053-d805fe0adaee/Klimchouk_ea_2016_TBV-TBR_speleogenesis_GEOMORPH.pdf air.unipr
Klimchouk A. (2007) – Hypogene speleogenesis – Karst Waters Institute Monograph. https://digitalcommons.usf.edu/cgi/viewcontent.cgi?article=1012&context=kip_monographs digitalcommons.usf
EGU25 Abstract (2025) – Structural control on silicification and hypogenic karst – NASA ADS. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/2025EGUGA..2717127P/abstract adsabs.harvard

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Al Seppenhofer di Gorizia torna il ciclo di conferenze sulla speleologia e il carsismo

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 28^th 2026 at 06:00

Giovedì 30 aprile appuntamento aperto al pubblico sulla geologia del Carso e la formazione delle grotte: come l’acqua trasforma le rocce calcaree in paesaggi sotterranei

Il Seppenhofer riapre le porte con un nuovo incontro

Torna a Gorizia l’appuntamento fisso con la speleologia e il carsismo. Il Centro Ricerche Carsiche “C. Seppenhofer” ha programmato per giovedì 30 aprile 2026 una nuova serata del ciclo “I Giovedì del Seppenhofer”, dedicata al tema Geologia e Carsismo con il sottotitolo Dalle rocce alle grotte: come l’acqua scolpisce il tempo.[1]

L’incontro si svolge nella sede del Centro, in Via G.I. Ascoli 7 a Gorizia, a partire dalle ore 21:00 e fino alle 23:00. L’ingresso è aperto a tutti: curiosi, studenti, appassionati di natura e chiunque voglia approfondire la conoscenza del territorio carsico.[2][1]

Geologia e carsismo: il processo chimico che modella la terra

Il carsismo è l’insieme dei processi di dissoluzione chimica che trasformano le rocce carbonatiche — calcari e dolomie — ad opera dell’acqua piovana arricchita di anidride carbonica. L’acqua meteorica assorbe CO? dall’atmosfera e dal suolo, diventando un acido debole capace di sciogliere il carbonato di calcio nelle rocce. Il bicarbonato di calcio così formato viene trasportato dall’acqua in profondità, allargando progressivamente fessure e fratture fino a creare cavità, gallerie e grotte.[3][4][5]

La reazione è reversibile. Quando l’acqua carica di bicarbonato raggiunge le cavità sotterranee e perde anidride carbonica, il carbonato di calcio precipita e si deposita. Da questo meccanismo nascono stalattiti, stalagmiti, colonne e le altre formazioni che caratterizzano gli ambienti ipogei.[6][7]

Il processo è estremamente lento: in condizioni tipiche, occorrono circa mille anni affinché una stalattite raggiunga dieci centimetri di lunghezza. La velocità dipende dalla concentrazione di CO? nell’acqua, dalla temperatura e dalla portata del gocciolamento.[5]

Il paesaggio carsico: un territorio che scende nel sottosuolo

In superficie, il carsismo genera un paesaggio inconfondibile. Le doline sono depressioni sub-circolari causate dalla dissoluzione progressiva o dal crollo di cavità sotterranee. Gli inghiottitoi sono aperture attraverso cui i corsi d’acqua scompaiono nel sottosuolo, per riemergere a distanza come risorgenze. I karren — campi solcati — sono scanalature parallele incise dalla pioggia sulla superficie rocciosa esposta.[8][5]

Nei paesaggi carsici maturi, i corsi d’acqua superficiali sono quasi assenti: l’acqua tende a infiltrarsi rapidamente verso il basso. Questo spiega la caratteristica apparente “aridità” degli altopiani carsici, a dispetto delle piogge abbondanti.[4]

Il Carso Classico, che si estende tra il Friuli Venezia Giulia e la Slovenia, è la regione che ha dato il nome all’intero fenomeno. È qui che nell’Ottocento i ricercatori hanno descritto per la prima volta in modo sistematico i processi carsici, creando la terminologia scientifica oggi usata in tutto il mondo.[9]

Le concrezioni come archivi del clima passato

Le stalattiti e le stalagmiti non sono solo bellezze sotterranee. Sono anche archivi naturali del clima. Le laminazioni stagionali e la composizione isotopica dell’ossigeno incorporata nelle concrezioni durante la crescita registrano le condizioni di temperatura e precipitazione dell’ambiente esterno, con una precisione che può raggiungere la risoluzione annuale.[10]

Dall’analisi degli speleotemi sono stati ricostruiti periodi storici come il Minimo di Maunder (1645–1715) e fasi di siccità corrispondenti a crisi di civiltà antiche. La paleoclimatologia delle grotte è una delle frontiere più attive della ricerca scientifica legata alla speleologia.[11]

Il Carso goriziano e la tradizione del Seppenhofer

Il Centro Ricerche Carsiche “C. Seppenhofer” porta il nome di Carlo Seppenhofer (Gorizia, 1854–1908), bibliotecario civico, alpinista e naturalista considerato il padre della speleologia isontina. Fu tra i fondatori della Sezione Goriziana della Società Alpina delle Giulie e redasse la prima relazione speleologica dell’area goriziana, dedicata alla Grotta di Locavizza.[12]

Il Centro è stato fondato il 25 novembre 1978. Da allora opera su più fronti: esplorazione, ricerca scientifica, formazione e divulgazione. Pubblica la rivista online Sopra e Sotto il Carso e ha portato avanti spedizioni speleologiche in Friuli, Slovenia, Sardegna e Montenegro. Il corso annuale di avvicinamento alla speleologia è arrivato alla 27ª edizione.[13][14][2]

Il ciclo “I Giovedì del Seppenhofer” si inserisce in questa tradizione: ogni giovedì, dalle 21:00 alle 23:00, la sede del Centro è aperta per incontri dedicati alla speleologia e al territorio carsico.[1][2]

Informazioni pratiche

Evento: I Giovedì del Seppenhofer – Geologia e Carsismo
Data: giovedì 30 aprile 2026
Orario: ore 21:00 – 23:00
Luogo: sede del Centro Ricerche Carsiche “C. Seppenhofer”, Via G.I. Ascoli 7, Gorizia
Ingresso: libero e aperto a tutti

Fonti consultate

Centro Ricerche Carsiche “C. Seppenhofer” – Scintilena: https://www.scintilena.com/centro-ricerche-seppenhofer/
27° Corso di Speleologia del Seppenhofer – Scintilena: https://www.scintilena.com/il-centro-ricerche-carsiche-seppenhofer-organizza-il-27-corso-di-speleologia-a-gorizia/
Il ruolo dell’acqua nella formazione delle grotte – Scintilena: https://www.scintilena.com/il-ruolo-dellacqua-nella-formazione-delle-grotte-precipitazione-infiltrazione-e-percolazione/05/27/
Gli speleotemi rivelano i segreti del clima passato – Scintilena: https://www.scintilena.com/gli-speleotemi-rivelano-i-segreti-del-clima-passato-nuove-frontiere-nella-paleoclimatologia-delle-grotte/
Seconda spedizione speleologica in Montenegro – Scintilena: https://www.scintilena.com/presentata-a-gorizia-la-seconda-spedizione-speleologica-in-montenegro/
Carsismo: cos’è e come forma grotte, doline, stalattiti e stalagmiti – Geopop: https://www.geopop.it/carsismo-cose-e-come-riesce-a-formare-grotte-doline-stalattiti-e-stalagmiti/
Il fenomeno del carsismo: come avviene e cosa forma – IntraGeo: https://www.intrageo.it/geologia/fenomeno-carsismo-come-avviene-cosa-forma/
Il carsismo – G.M.P.E.: https://www.gmpe.it/geomorfologia/carsismo
Forme del carsismo classico – IGMI/UniPD: https://ssu.elearning.unipd.it/pluginfile.php/1061906/mod_folder/content/0/www.igmi.org_pubblicazioni_atlante_tipi_geografici_pdf_58.pdf
Carlo Seppenhofer – Commissione Grotte E. Boegan: https://www.boegan.it/2009/12/carlo-seppenhofer/
Esplorazione del fenomeno carsico a Taipana – Scintilena: https://www.scintilena.com/esplorazione-del-fenomeno-carsico-a-taipana-un-convegno-per-scoprire-le-meraviglie-sotterranee/12/07/
Stalattiti e stalagmiti depositarie del clima – UniNa: https://www.unina.it/-/1328161-stalattiti-e-stalagmiti-depositarie-del-clima-che-fu
Stalattiti e stalagmiti – Enciclopedia Treccani Ragazzi: https://www.treccani.it/enciclopedia/stalattiti-e-stalagmiti_(Enciclopedia-dei-ragazzi)/
La speleologia isontina: il Carso goriziano – Scintilena: https://www.scintilena.com/la-speleologia-isontina-il-carso-goriziano-e-molto-altro/12/10/
Sopra e Sotto il Carso – FSRFVG (rivista online del Seppenhofer): https://www.fsrfvg.it/sopraesotto/Sopra-e-sotto-il-Carso-2023-12.pdf
Vulnerabilità aree carsiche – Scintilena (documento di Space): https://www.scintilena.com

Fonti
[1] Centro ricerche Seppenhofer – Scintilena https://www.scintilena.com/centro-ricerche-seppenhofer/02/03/
[2] Il Centro Ricerche Carsiche Seppenhofer Organizza il 27° Corso di … https://www.scintilena.com/il-centro-ricerche-carsiche-seppenhofer-organizza-il-27-corso-di-speleologia-a-gorizia/08/15/
[3] Il fenomeno del carsismo: come avviene e cosa forma – IntraGeo https://www.intrageo.it/geologia/geomorfologia/fenomeno-carsismo-come-avviene-cosa-forma/
[4] Il carsismo | G.M.P.E. – Gruppo Mineralogico Paleontologico Euganeo https://www.gmpe.it/geomorfologia/carsismo
[5] Carsismo, cos’è e come riesce a formare grotte, doline … https://www.geopop.it/carsismo-cose-e-come-riesce-a-formare-grotte-doline-stalattiti-e-stalagmiti/
[6] Stalattiti e stalagmiti – Enciclopedia https://www.treccani.it/enciclopedia/stalattiti-e-stalagmiti_(Enciclopedia-dei-ragazzi)/
[7] Stalattiti e Stalagmiti: Meraviglie Geologiche delle Grotte https://www.ilperchedellecose.it/perche-si-formano-le-stalattiti-e-le-stalagmiti/
[8] vulnerabilita-aree-carsiche.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_aeff132f-4e90-4a57-9599-51b44b46c5c8/7bb85516-a81a-4be5-8e60-ab6ca58753a0/vulnerabilita-aree-carsiche.txt
[9] [PDF] 58. Forme del carsismo classico https://ssu.elearning.unipd.it/pluginfile.php/1061906/mod_folder/content/0/www.igmi.org_pubblicazioni_atlante_tipi_geografici_pdf_58.pdf?forcedownload=1
[10] Gli Speleotemi Rivelano i Segreti del Clima Passato – Scintilena https://www.scintilena.com/gli-speleotemi-rivelano-i-segreti-del-clima-passato-nuove-frontiere-nella-paleoclimatologia-delle-grotte/06/11/
[11] Stalattiti e stalagmiti, depositarie del clima che fu https://www.unina.it/-/1328161-stalattiti-e-stalagmiti-depositarie-del-clima-che-fu
[12] Carlo Seppenhofer – boegan.it https://www.boegan.it/2009/12/carlo-seppenhofer/
[13] Esplorazione del Fenomeno Carsico a Taipana: Un Convegno per … https://www.scintilena.com/esplorazione-del-fenomeno-carsico-a-taipana-un-convegno-per-scoprire-le-meraviglie-sotterranee/12/07/
[14] Presentata a Gorizia la seconda spedizione speleologica in … https://www.scintilena.com/presentata-a-gorizia-la-seconda-spedizione-speleologica-in-montenegro/07/03/
[15] 01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/86d36e7b-fb33-423c-9ed5-5859bb837351/01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt
[16] 02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/35124a74-892b-451f-9c91-aa405245406d/02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt
[17] 03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/2e8b1d27-c01e-4793-9b8a-e405da6de545/03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt

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Sotto l’Appennino Abruzzese, la Crosta si Sdoppia: la Tomografia Svela una Struttura Nascosta

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 26^th 2026 at 09:00

Una nuova ricerca pubblica la prima immagine tomografica del raddoppio crostale al fronte del Sistema a Thrust Esterno abruzzese, con implicazioni per la valutazione della pericolosità sismica dell’Italia centrale

Lo studio analizzato è “First Tomographic Imaging of Mid-Crustal Doubling at the Abruzzi Outer Thrust Front, Central-Southern Italy” (de Nardis et al., Solid Earth, aprile 2026). Si tratta di una ricerca di primo piano che presenta la prima immagine tomografica del raddoppio crostale lungo il fronte del Sistema a Thrust Esterno dell’Appennino centro-meridionale.

Una “TAC” della Crosta Profonda dell’Appennino

La tomografia sismica ha svelato per la prima volta una struttura profonda nascosta sotto l’Appennino centro-meridionale italiano. Lo studio, pubblicato il 20 aprile 2026 sulla rivista scientifica Solid Earth (EGU/Copernicus), è firmato da Rita de Nardis, Donato Talone, Luca De Siena, Maria Adelaide Romano, Francesco Brozzetti e Giusy Lavecchia.copernicus

La ricerca riguarda il cosiddetto Arco Thrust Basale Abruzzese (ATBA), una struttura tettonica compressiva che si estende per circa 170 km nella zona di transizione tra Appennino Centrale e Meridionale, raggiungendo profondità fino a 24 chilometri. Fino a oggi, la sua geometria profonda era sostanzialmente sconosciuta.

La Tomografia Sismica Locale: i Dati

Il gruppo di ricerca ha condotto una tomografia a tempi di percorso utilizzando l’algoritmo FMTOMO, capace di risolvere l’equazione eikonale in mezzi geologicamente eterogenei. L’analisi si basa su un dataset di 42.176 tempi di arrivo di onde P e 29.045 di onde S, estratti da 5.712 terremoti registrati tra gennaio 2009 e dicembre 2020 da 37 stazioni della Rete Sismica Nazionale.

Il modello tomografico raggiunge una riduzione del RMS e della covarianza rispettivamente del 73% e del 93% per le onde P, e del 65% e dell’88% per le onde S. La risoluzione spaziale minima raggiunta è di circa 15 chilometri, con valori localmente inferiori nei livelli più superficiali.

Il Raddoppio Crostale: il Risultato Più Significativo

Il dato più rilevante emerso dai modelli tomografici è un’ampia inversione di velocità sismica tra i 14 e i 24 km di profondità, nella zona compresa tra latitudine 41.3–41.8° N e longitudine 14.3–15.0° E. In questa zona, uno strato a velocità inferiore (6.0–6.6 km/s) si trova al di sotto di uno strato a velocità superiore (6.6–7.0 km/s): una configurazione caratteristica del raddoppio crostale.

Questa struttura è interpretata come un sistema di sovrascorrimento a metà crosta, dove pacchetti di unità cristalline e mesozoiche si sovrappongono a unità più profonde probabilmente composte da evaporiti triassiche e formazioni del Verrucano. Un corpo ad alta velocità analogo era già stato osservato leggermente a nord da Chiarabba et al. (2010), ma senza la risoluzione necessaria per identificare lo strato sottostante a bassa velocità. I due modelli sono considerati compatibili.

L’Arco Thrust Basale Abruzzese: Geometria e Segmentazione

Integrando la tomografia con dati geologici, profili sismici a riflessione, sezioni bilanciate e pozzi profondi, il gruppo di ricerca ha costruito un modello tridimensionale dell’ATBA. La struttura è suddivisa in tre archi di quarto ordine: Abruzzo Citeriore (segmento settentrionale), Frentani (centrale) e Daunia (meridionale).

Il sovrascorrimento basale immerge verso ovest con un angolo medio di circa 22° e raggiunge i 24 km di profondità. Il sistema comprende sia sovrascorrimenti affioranti nei contrafforti appenninici, sia strutture sepolte inferite dall’analisi geomorfologica del reticolo idrografico e del rilievo topografico.

Tre Domini Sismogenetici a Confronto

L’area di studio ospita tre domini sismotectonici distinti che si affiancano da ovest a est. Il dominio estensionale appenninico, con faglie normali NW-SE attive a profondità 0–14 km, ha prodotto storicamente grandi terremoti come quello dell’Aquila del 2009 (Mw 6.3) e di Norcia del 2016 (Mw 6.5). Il dominio contrattivo dell’ATBA ha mostrato solo attività microsismica minore (ML max 3.8 nel 2009) nel periodo strumentale. Il dominio trascorrente dell’avampaese adriatico, con faglie destre E-W tra 10 e 20 km di profondità, ha invece generato sequenze come San Giuliano di Puglia 2002 (Mw 5.7) e Montecilfone 2018 (Mw 5.1).ingvterremoti

Lo studio documenta come l’ATBA abbia agito come barriera strutturale durante la sequenza del 2002, impedendo la propagazione verso l’alto della rottura sismica dal dominio trascorrente sottostante.

Faglia Attiva o Struttura Inattiva? Il Dibattito è Aperto

La quiescenza sismica dell’ATBA nel periodo strumentale ha portato alcuni ricercatori a classificarlo come struttura inattiva. Lo studio non condivide questa conclusione definitiva. Diverse linee di evidenza indicano che il potenziale sismogenetico non può essere escluso.

Tra queste: evidenze morfotectoniche di sollevamento e accorciamento attivi nel Pleistocene medio nel segmento settentrionale; terremoti storici distruttivi il cui collegamento con l’ATBA rimane aperto, come quello del 1706 (Mw ~6.8) nella zona della Maiella e quello del 5 dicembre 1456 (Mw 7.2); e l’affinità strutturale con altri archi del STE padano-adriatico, come l’Arco Emiliano, che nel 2012 ha prodotto un terremoto di Mw 6.0 dopo un lungo silenzio. Il basso tasso di convergenza GPS (1–3 mm yr?¹) è compatibile con lunghi intervalli di ricorrenza sismica, non con l’assenza di attività.

Il Dibattito Thin-Skinned vs. Thick-Skinned

Il lavoro contribuisce a un dibattito di lungo corso sulla struttura profonda dell’Appennino. I modelli cosiddetti “thin-skinned” confinano la deformazione alla sola copertura sedimentaria, sopra una zona di scollamento, e prevedono accorciamenti molto elevati. I modelli “thick-skinned” coinvolgono invece anche il basamento cristallino e prevedono accorciamenti più contenuti.d-nb+1

La prima immagine tomografica del raddoppio crostale sotto l’Arco Abruzzese — una struttura che penetra fino a 24 km — fornisce l’evidenza geofisica diretta di una tettonica thick-skinned nell’ultima fase compressiva (Pliocene superiore–Quaternario) di questo settore. Si tratta di un tassello importante per la costruzione di modelli tettonici più affidabili in questa zona di transizione.copernicus

Implicazioni per la Pericolosità Sismica

I ricercatori sottolineano che il modello 3D dell’ATBA rappresenta una base per future valutazioni di pericolosità sismica nell’Italia centrale. La comprensione della geometria profonda delle strutture compressive del STE, spesso sepolte e difficilmente accessibili con tecniche paleosismologiche o geodetiche, è essenziale per stimare il potenziale di magnitudo massima e gli intervalli di ricorrenza dei terremoti in una delle aree più densamente popolate d’Europa.copernicus

Lo studio è stato condotto da ricercatori dell’Università degli Studi “G. d’Annunzio” di Chieti-Pescara e dell’Università di Aberdeen, con dati della Rete Sismica Nazionale (INGV).copernicus

La guida di studio copre:

Contesto geologico — i tre domini tettonici coesistenti (estensionale, contrattivo, trascorrente) e la gerarchia degli archi del STE italiano
Metodologia — come funziona FMTOMO, i dati sismici usati (42.176 onde P + 29.045 onde S), la costruzione del modello 3D
Risultati chiave — il raddoppio crostale a 14–24 km, la geometria dell’Arco Thrust Basale Abruzzese (~170 km, tre sotto-archi), le anomalie di velocità
Il dibattito thin-skinned vs. thick-skinned e come i nuovi dati contribuiscono a risolverlo
Implicazioni per la pericolosità sismica — attività vs. inattività strutturale, analogie con l’Emilia 2012
Glossario, 10 domande di autovalutazione con risposta multipla e risposta estesa, 5 flashcard concettuali, e le formule fisiche chiave della tomografia

Prima Imaging Tomografica del Raddoppio Crostale al Fronte Thrust dell’Arco Abruzzese (Italia Centro-Meridionale)

Studio di riferimento: de Nardis R., Talone D., De Siena L., Romano M.A., Brozzetti F., Lavecchia G. — Solid Earth, 17, 665–687, 2026[1]

Executive Summary

Uno studio pubblicato il 20 aprile 2026 sulla rivista Solid Earth (Copernicus/EGU) presenta per la prima volta un’immagine tomografica del raddoppio crostale alla profondità di 14–24 km lungo il fronte del Sistema a Thrust Esterno (STE) dell’Arco Abruzzese, nell’Appennino centro-meridionale italiano. La ricerca integra tomografia sismica locale, meccanismi focali, dati geologici e geofisici per costruire un modello 3D concettuale dell’Arco Thrust Basale Abruzzese (ATBA), una struttura arcuata convessa verso est lunga ~170 km che raggiunge profondità di ~24 km. I risultati hanno implicazioni significative per la valutazione della pericolosità sismica nell’Italia centrale.[2][3][1]

1. Contesto Geologico e Tettonico

1.1 Il Sistema a Thrust Esterno (STE) d’Italia

Il Sistema a Thrust Esterno (STE) dell’Italia si è sviluppato nel Pliocene superiore–Quaternario al fronte della catena Appenninico-Maghrebide e si estende per circa 2500 km. Along il suo tracciato si distinguono due archi di secondo ordine convessi verso l’esterno: l’Arco Padano–Adriatico a nord e l’Arco Ionico–Siculo a sud. L’Arco Padano–Adriatico comprende cinque archi di terzo ordine (Monferrato, Emilia, Ferrara, Adriatico e Abruzzese).

Il tasso di convergenza GPS lungo lo STE è stimato in 1–3 mm yr?¹, e i dati di breakout di pozzo e meccanismi focali evidenziano una zona contrattiva attiva con assi-P sub-orizzontali orientati circa SSW-NNE lungo l’Arco Padano e WSW-ENE lungo l’Arco Adriatico. L’intero settore contrattivo mostra bassa sismicità di fondo, con terremoti storici e strumentali che raramente superano Mw 6.0.

1.2 L’Arco Thrust Basale Abruzzese (ATBA)

L’ATBA si colloca nella zona di transizione tra Appennino Centrale e Meridionale, a sud dell’Arco Adriatico. La struttura comprende sovrascorrimenti vergenti a est sia affioranti che sepolti, sviluppatisi nel Pliocene superiore–Pleistocene inferiore e che coinvolgono la piattaforma carbonatica dell’avampaese Apulo.

Il dominio compressivo è delimitato a ovest dalla provincia sismotettonica estensionale appenninica — caratterizzata da faglie normali NNW-SSE e WNW-ESE del Pliocene superiore–Quaternario — e a est dalla provincia trascorrente dell’avampaese, composta da strutture E-W con cinematica destra che affiorano nell’area del Gargano.

1.3 Inquadramento dei Tre Domini Sismogenetici

Dominio	Stile tettonico	Profondità sismogenica	Esempi di terremoti
Estensionale (Appennino)	Faglie normali NW-SE	0–12 km	L’Aquila 2009 (Mw 6.3)[4], Amatrice–Norcia 2016 (Mw 6.5)[5]
Contrattivo (STE Abruzzese)	Sovrascorrimenti verso E	8–25 km	1706 Maiella (Mw ~6.8)[6], attività comprativa 2009 (ML 3.8)
Trascorrente (Avampaese Adriatico)	Faglie destre E-W	10–20 km	San Giuliano 2002 (Mw 5.7), Montecilfone 2018 (Mw 5.1)

2. Metodologie Applicate

2.1 Tomografia a Tempi di Percorso (Travel-Time Tomography)

La tomografia sismica locale è eseguita con l’algoritmo FMTOMO (Fast-Marching Tomography), che risolve l’equazione eikonale mediante il metodo Fast-Marching per calcolare i tempi di primo arrivo in mezzi eterogenei. La procedura iterativa e linearizzata minimizza i residui dei tempi di percorso tramite inversione nel sottospazio con vincoli di smorzamento (damping = 25) e smoothing (= 5).

Dataset utilizzato:

42.176 tempi di arrivo delle onde P e 29.045 delle onde S[2][1]
5.712 terremoti con 0,2 ? ML ? 5,5, periodo gennaio 2009 – dicembre 2020
37 stazioni della Rete Sismica Nazionale Italiana
Riduzione RMS e covarianza: ~73% e ~93% per Vp; ~65% e ~88% per Vs

Risoluzione: la dimensione minima dell’anomalia risolvibile è ~15 km, con valori localmente più piccoli (~10 km) alle profondità superficiali.

2.2 Soluzioni di Meccanismo Focale

Sono stati calcolati sette nuovi meccanismi focali (ML 2.4–3.8) tramite inversione delle polarità P con il codice FPFIT. I dati provengono da una rete sismica temporanea installata nel 2009–2011, integrata con le forme d’onda della Rete Sismica Nazionale.

2.3 Costruzione del Modello 3D

Il modello tridimensionale dell’ATBA è costruito in quattro fasi principali:

Cartografia geologica delle strutture affioranti e sepolte in GIS
Estrusione 3D superficiale (0–5 km) delle tracce dei thrust mediante MOVE Suite
Costruzione di sezioni trasversali (spaziatura 9 km, orientazioni N10°, N40°, N60°E) attraverso il modello tomografico
Interpolazione 3D con triangolazione di Delaunay fino a ~24 km di profondità

3. Risultati Principali

3.1 Il Raddoppio Crostale a Metà Crosta

Il risultato più significativo è un’ampia inversione di velocità a profondità comprese tra ~14 e 24 km, localizzata nell’area delimitata da latitudine 41.3–41.8° e longitudine 14.3–15.0°. Questa anomalia delinea una zona di raddoppio ben sviluppata: uno strato a bassa velocità (6.0–6.6 km/s) al di sotto di uno strato ad alta velocità (6.6–7.0 km/s).

Questa configurazione è coerente con un sistema di sovrascorrimento a metà crosta in cui un pacchetto di unità cristalline e mesozoiche si sovrappone a un basamento più profondo a bassa velocità, probabilmente composto da evaporiti triassiche e formazioni del Verrucano. Un corpo ad alta velocità analogo è documentato leggermente a nord da Chiarabba et al. (2010), interpretato come imbrication thrust a metà crosta che coinvolge litologie dolomitiche.

3.2 Geometria dell’Arco Thrust Basale Abruzzese

La superficie non planare dell’ATBA ricostruita si estende per ~170 km lungo la direzione di scorrimento con un angolo di immersione medio di ~22° e raggiunge profondità fino a 24 km. Lungo l’andamento, l’ATBA è suddiviso in tre archi di quarto ordine di 40–50 km ciascuno:[1]

Abruzzo Citeriore (segmento settentrionale)
Frentani (segmento centrale)
Daunia (segmento meridionale)

Il sistema comprende due allineamenti strutturali principali: uno interno nei contrafforti appenninici con sovrascorrimenti affioranti del Pliocene superiore–Pleistocene inferiore, e uno esterno in gran parte sepolto inferito dall’analisi del rilievo topografico e del reticolo idrografico.

3.3 Anomalie di Velocità nell’Alta Crosta

Nella crosta superiore (0–8 km) sono state identificate anomalie a bassa velocità (Vp <5 km/s, Vs <3 km/s) sia nel dominio estensionale intra-appenninico (anomalie n. 1–2) che nel tetto sospeso dell’ATBA sepolto (anomalie n. 3–7):

Anomalie 1–2: correlate con i bacini quaternari intra-montani del dominio estensionale (es. bacini del Fucino e di Sulmona)
Anomalie 3–4: associate a facies costiere e depositi fluviali della zona peri-adriatica
Anomalie 5–7: correlate con unità sabbiose e argillose di età Miocenica–Pleistocenica

Le anomalie 5 e 6 si sovrappongono a una grande anomalia magnetica positiva la cui origine è dibattuta; lo studio favorisce l’ipotesi di una sorgente magnetica più profonda, poiché le anomalie tomografiche sono confinate nei primi 10 km.

3.4 Sismicità Strumentale e Meccanismi Focali

Durante il periodo strumentale 1981–2018, il dominio contrattivo dell’ATBA appare essenzialmente asismico a eccezione di attività comprativa minore (ML max 3.8) documentata nel 2009 a profondità 8–18 km. La sequenza del 2009 è concentrata lungo una struttura antitetica (back-thrust) dell’ATBA nel segmento Abruzzo Citeriore, con ipocentri ed assi-P che ruotano da SW-NE a E-W verso sud.

I terremoti di San Giuliano 2002 (Mw 5.7) e Montecilfone 2018 (Mw 5.1) appartengono invece al dominio trascorrente dell’avampaese e sono associati a faglie sub-verticali trending E-W con cinematica destra, localizzate nel blocco inferiore dell’ATBA a profondità 10–20 km. L’ATBA sembra aver agito come barriera strutturale impedendo la propagazione verso l’alto della rottura sismica del 2002.

4. Il Dibattito Tettonica Thin-Skinned vs. Thick-Skinned

4.1 Le Due Interpretazioni

Il dibattito sulla struttura profonda degli Appennini contrapponente modelli thin-skinned (deformazione confinata alla copertura sedimentaria sopra una zona di scollamento) e thick-skinned (deformazione che coinvolge anche il basamento cristallino) è rimasto irrisolto per decenni.[7][8]

I modelli thin-skinned predicono accorciamenti molto elevati (es. 172 km lungo alcune sezioni), mentre i modelli thick-skinned suggeriscono accorciamenti molto inferiori (37 km) attraverso piegamento aperto della piattaforma carbonatica e riattivazione di faglie estensionali preesistenti. Butler et al. (2004) e Mazzoli et al. (2000) propongono un modello misto con variabilità spazio-temporale dello stile di deformazione.[7]

4.2 Come il Nuovo Studio Risolve il Dibattito

Le immagini tomografiche dell’inversione di velocità a metà crosta — coerenti con un sovrascorrimento basale che penetra fino a 24 km — forniscono la prima evidenza geofisica diretta di una tettonica thick-skinned nell’ultima fase compressiva (Pliocene superiore–Quaternario) dell’Arco Abruzzese. La geometria e la dimensione dell’ATBA corrispondono bene a quelle degli archi di terzo ordine del sistema Padano-Adriatico, come l’Arco di Monferrato, l’Arco Emiliano e l’Arco Ferrarese.[1]

5. Attività vs. Inattività dell’ATBA

5.1 La Questione Aperta

La quiescenza sismica dell’ATBA nel periodo strumentale solleva una domanda fondamentale: la struttura è inattiva o è una faglia bloccata con potenziale sismogenetico? Studi recenti (Lanari et al., 2023) la considerano inattiva sulla base di analisi integrate di processi superficiali e profondi.[1]

5.2 Argomenti Favorevoli alla Potenziale Attività

Il nuovo studio non esclude la possibilità di attività futura, presentando diverse linee di evidenza:

Sismicità strumentale minore (ML max 3.8 nel 2009) nel segmento Abruzzo Citeriore
Evidenze morfotectoniche (analisi topografica e del reticolo idrografico) di sollevamento e accorciamento attivi almeno nel Pleistocene medio, nel segmento Abruzzo Citeriore settentrionale
Terremoti storici distruttivi il cui collegamento con l’ATBA non può essere escluso: 1706 (Mw 6.8), 1933 (Mw 6.0), 5 dicembre 1456 (Mw 7.2)[6]
Affinità strutturale con altri archi del STE Padano-Adriatico (es. terremoto Emilia 2012, Mw 6.0) che hanno prodotto eventi inaspettati dopo lungo silenzio sismico

6. Implicazioni per la Pericolosità Sismica

6.1 Un Sistema di Faglie Stratificato

Il modello 3D svela una configurazione tettonica complessa in cui le faglie trascorrenti dell’avampaese adriatico rimangono confinate al di sotto del sovrascorrimento basale a basso angolo che ne impedisce la propagazione verso la superficie. Questa struttura stratificata è stata riconosciuta in diversi settori dello STE italiano, incluso quello settentrionale, l’Appennino centrale e meridionale e la Sicilia.

6.2 Valutazione del Potenziale Sismogenetico

Il lento tasso di deformazione (~1–3 mm yr?¹ da GPS) e la possibilità di lunghi intervalli di ricorrenza non escludono futuri eventi sismici di grande magnitudo. La struttura si affilia a sistemi analoghi (Arco Emiliano, Ferrarese) che hanno prodotto sequenze sismiche significative, e alcuni terremoti storici devastanti — come il 1706 (Mw ~6.8) nella Maiella — potrebbero essere associati all’ATBA o ai suoi back-thrust.[6]

6.3 Verso Nuovi Modelli di Pericolosità

I risultati costituiscono un nuovo framework per future investigazioni sul potenziale sismico dello STE italiano e per una nuova generazione di modelli 3D di pericolosità sismica applicabili a domini sismotectonici complessi.

7. Glossario dei Termini Chiave

Termine	Definizione
STE (Sistema a Thrust Esterno)	Catena di sovrascorrimenti del fronte appenninico, sviluppatasi nel Pliocene sup.–Quaternario[9]
Sovrascorrimento basale (basal thrust)	Struttura tettonica compressiva che separa il blocco superiore (hanging wall) da quello inferiore (footwall)
Raddoppio crostale	Duplicazione della crosta per impilamento tettonico; produce inversione di velocità sismica in tomografia
Thick-skinned	Stile tettonico in cui la deformazione coinvolge anche il basamento cristallino[7][8]
Thin-skinned	Stile tettonico in cui la deformazione è confinata alla copertura sedimentaria sopra uno scollamento[7]
FMTOMO	Algoritmo di tomografia a tempi di percorso basato sul metodo Fast-Marching; risolve l’equazione eikonale
Vp/Vs	Rapporto tra velocità dell’onda P e dell’onda S; indicatore della litologia e del contenuto di fluidi[10]
Checkerboard test	Test sintetico per valutare la risoluzione e l’affidabilità di un modello tomografico
Meccanismo focale	Soluzione che descrive la geometria e la cinematica di una faglia da un terremoto; determina se trattasi di compressione, estensione o trascorrenza
Back-thrust	Sovrascorrimento antitetico rispetto al thrust principale, con vergenza opposta

8. Domande di Studio e Autovalutazione

Domande a Risposta Breve

Qual è il principale risultato della tomografia sismica presentata in questo studio?
Quante onde P e S sono state invertite nel modello tomografico? Qual è il periodo temporale coperto?
Quali tre province sismogenetiche coesistono nell’area di studio?
Cosa si intende per “raddoppio crostale” e con quali valori di Vp si manifesta?
In quanti archi di quarto ordine si articola l’ATBA e quali sono i loro nomi?

Domande a Risposta Estesa

Spiega il dibattito tra tettonica thin-skinned e thick-skinned nell’Appennino e come i nuovi dati tomografici contribuiscono a risolverlo.
Perché la sismicità strumentale assente non esclude necessariamente il potenziale sismogenetico dell’ATBA? Porta esempi di strutture analoghe nel STE italiano.
Descrivi la metodologia FMTOMO: come funziona l’algoritmo Fast-Marching e quali parametri ottimali sono stati scelti per questo studio?
Qual è il ruolo dell’ATBA come barriera meccanica rispetto alle faglie trascorrenti dell’avampaese? Cita l’esempio della sequenza del 2002.
Quali terremoti storici potrebbero essere associati all’ATBA o ai suoi back-thrust? Discuti l’incertezza interpretativa.

Domande a Scelta Multipla

D1. La profondità massima raggiunta dall’ATBA nel modello 3D è:

a) ~12 km
b) ~18 km
c) ~24 km ?
d) ~30 km

D2. Il tasso di convergenza GPS lungo lo STE italiano è di:

a) 0,1–0,5 mm yr?¹
b) 1–3 mm yr?¹ ?
c) 5–10 mm yr?¹
d) >15 mm yr?¹

D3. L’algoritmo tomografico usato è:

a) SimulPS
b) VELEST
c) FMTOMO ?
d) TomoDD

D4. Quale terremoto ha attivato faglie del dominio trascorrente nel footwall dell’ATBA nel 2002?

a) L’Aquila (Mw 6.3)
b) San Giuliano di Puglia (Mw 5.7) ?
c) Norcia (Mw 6.5)
d) Sulmona (Mw 5.2)

D5. L’inversione di velocità tomografica a metà crosta mostra uno strato a bassa velocità (6.0–6.6 km/s) sottostante a uno ad alta velocità (6.6–7.0 km/s). Questo è interpretato come:

a) Presenza di fluidi in pressione
b) Raddoppio crostale per sovrascorrimento ?
c) Anomalia termica locale
d) Cambio di composizione della crosta oceanica

9. Flashcard Concettuali

Flashcard 1

Fronte: Cos’è l’Outer Thrust System (OTS) / STE d’Italia?
Retro: Catena di sovrascorrimenti del fronte della catena Appenninico-Maghrebide, sviluppata nel Pliocene superiore–Quaternario, lunga ~2500 km, con due archi principali: Padano–Adriatico a nord e Ionico–Siculo a sud.

Flashcard 2

Fronte: Cosa rivela un’inversione di velocità Vp a metà crosta nella tomografia sismica?
Retro: Un strato a velocità inferiore sottostante a uno a velocità superiore indica un raddoppio crostale: unità crostali più rigide (alta Vp) sovrascorrono unità più morbide (bassa Vp, come evaporiti triassiche).

Flashcard 3

Fronte: Qual è la differenza tra tettonica thin-skinned e thick-skinned?
Retro: Thin-skinned = deformazione confinata alla copertura sedimentaria sopra uno scollamento (predice molto accorciamento, es. >100 km). Thick-skinned = deformazione che coinvolge anche il basamento cristallino (predice meno accorciamento, es. 37 km).

Flashcard 4

Fronte: Perché il terremoto di Emilia del 2012 è rilevante per comprendere l’ATBA?
Retro: Dimostra che strutture compressive dello STE possono rimanere sismicamente silenziose per lunghi periodi e poi generare eventi inaspettati (Mw 6.0), supportando l’ipotesi che anche l’ATBA — attualmente quasi asismico — possa avere un potenziale sismogenetico residuo.

Flashcard 5

Fronte: Cosa sono i checkerboard test in tomografia?
Retro: Test sintetici in cui si inserisce nel modello di riferimento 1D una struttura a scacchiera con anomalie di velocità alternanti e si verifica se l’inversione riesce a ricostruirla. Permettono di stimare la risoluzione spaziale del modello tomografico.

10. Formule e Relazioni Fisiche Chiave

La tomografia sismica si basa sull’inversione dei residui di tempo di percorso. Il problema forward è descritto dall’equazione eikonale:

[ |\nabla T(\mathbf{x})|^2 = \frac{1}{v^2(\mathbf{x})} ]

dove (T) è il tempo di percorso e (v(\mathbf{x})) è la velocità sismica nel punto (\mathbf{x}).

La relazione tra residui osservati (\delta t) e perturbazioni di velocità (\delta v) è linearizzata tramite le derivate di Fréchet (G):

[ G \, \delta \mathbf{m} = \delta \mathbf{d} ]

L’inversione regolarizzata minimizza la funzione obiettivo:

[ |\mathbf{G} \, \delta\mathbf{m} – \delta\mathbf{d}|^2 + \lambda |\mathbf{D}\,\delta\mathbf{m}|^2 ]

dove (\lambda) è il parametro di smorzamento (damping = 25 in questo studio) e (\mathbf{D}) incorpora vincoli di smoothing (= 5).

11. Schema Riassuntivo delle Relazioni tra Domini Tettonici

OVEST ?————————————————————————————————? EST
[Dominio Estensionale]  [ATBA]  [Dominio Trascorrente]
Faglie normali NW-SE    |~170km|  Faglie destre E-W
Profondità: 0–14 km     |      |  Profondità: 10–20 km
Es. L'Aquila 2009       |      |  Es. San Giuliano 2002
                        |      |
                 RADDOPPIO CROSTALE
                  (14–24 km depth)
                  Vp alto / Vp basso

Studio pubblicato in: Solid Earth, 17, 665–687, 2026. DOI: 10.5194/se-17-665-2026. Autori: de Nardis R., Talone D., De Siena L., Romano M.A., Brozzetti F., Lavecchia G.[1]

Fonti e link

de Nardis R. et al. (2026) — First tomographic imaging of mid-crustal doubling at the Abruzzi outer thrust front, central-southern Italy — Solid Earth, 17, 665–687 — https://doi.org/10.5194/se-17-665-2026
Preprint EGUSphere (2025) — https://egusphere.copernicus.org/preprints/2025/egusphere-2025-3844/
INGV Terremoti — Geologia e paleosismologia delle faglie abruzzesi — https://ingvterremoti.com/2019/04/19/ricordando-il-terremoto-del-6-aprile-2009-3-geologia-e-paleosismologia-delle-faglie-abruzzesi/
INGV — Tomografia sismica: realizzata la “TAC” della penisola italiana — https://www.ingv.it/stampa-urp/ufficio-stampa/comunicati-stampa/tomografia-sismica-realizzata-la-tac-della-penisola-italiana
INGV Terremoti — La sequenza sismica 2016-2017 nell’Appennino centrale — https://ingvterremoti.com/2022/04/19/la-sequenza-sismica-2016-2017-nellappennino-centrale-assetto-crostale-e-sismotettonica/
D-NB.info — Thick- and thin-skinned thrust tectonic models of the Central Apennines — https://d-nb.info/1243477423/34
Wikipedia — 1706 Abruzzo earthquake — https://en.wikipedia.org/wiki/1706_Abruzzo_earthquake

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Il magico calore della Terra: l’INGV porta la geotermia nelle aule delle scuole primarie

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 26^th 2026 at 06:00

L’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia pubblica un libro illustrato bilingue per avvicinare bambini e bambine alla geotermia, nell’ambito del progetto scientifico IRGIE sulle risorse geotermiche delle Isole Eolie

Un libro illustrato sulla geotermia per le scuole primarie

Il 24 aprile 2026 l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) ha dato alle stampe Il magico calore della Terra, un volume illustrato destinato ai bambini e alle bambine delle scuole primarie. Il libro si propone di introdurre i più giovani al tema dell’energia geotermica: una risorsa naturale rinnovabile, spesso invisibile, che origina dal calore interno del pianeta.ingv

Il volume è scritto da Monia Procesi, geologa e ricercatrice INGV specializzata in geochimica dei fluidi e caratterizzazione dei sistemi geotermici, e illustrato da Federico Florindo, graphic designer e illustratore dell’Istituto. Secondo l’INGV, si tratta di uno dei pochi prodotti editoriali del suo genere in Italia dedicati alla geotermia per un pubblico così giovane. Il testo è disponibile in italiano e in inglese.ingvambiente+1

Il libro utilizza un linguaggio semplice e illustrazioni dettagliate per condurre i lettori in un percorso progressivo: dalla struttura interna della Terra fino al ruolo dell’energia geotermica nel processo di transizione energetica. La scelta del pubblico di riferimento non è casuale. Procesi ha spiegato che avvicinare le famiglie a queste tematiche attraverso i bambini è un “passaggio strategico”, capace di agire come veicolo di informazione all’interno delle comunità locali.fondazionebassetti+1

Il progetto IRGIE: scienza, territorio e partecipazione civica

Il libro nasce nell’ambito del progetto IRGIE (Inventario delle Risorse Geotermiche delle Isole Eolie), avviato nel 2023 e con durata fino ad agosto 2026, finanziato dal Dipartimento dell’Energia della Regione Siciliana e coordinato scientificamente da Monia Procesi per l’INGV, con il coinvolgimento del CNR-IGG per la caratterizzazione geochimica dei fluidi.igg.cnr+1

Le sette isole eoliane non sono connesse alla rete elettrica nazionale e dipendono da generatori a gasolio: una condizione percepita dagli abitanti come un problema ambientale, economico e identitario. Dal 2023 l’arcipelago fa parte del programma europeo 100% Renewable Energy Islands for 2030. Il progetto IRGIE punta a stimare il potenziale geotermico dell’arcipelago in tre fasce di temperatura — bassa (30–100 °C), media (100–150 °C) e alta (oltre 150 °C) — individuando possibili utilizzi sia diretti (riscaldamento, raffrescamento, uso termale) sia indiretti (produzione di elettricità). Per l’isola di Panarea è già stata avanzata l’ipotesi di un pozzo geotermico sperimentale sottomarino che potrebbe coprire il 35% del fabbisogno dell’isola. A Vulcano, la società Geolog ha presentato alla Regione Siciliana un permesso di ricerca per un pozzo esplorativo profondo oltre 700 metri.corriere+5

Una caratteristica che distingue IRGIE da altri progetti tecnici è l’integrazione di una ricerca sociale sistematica, affidata alla Fondazione Giannino Bassetti, che ha sondato la percezione della geotermia tra residenti e turisti attraverso questionari e focus group. I risultati mostrano che i residenti sono generalmente favorevoli, vedendovi un’opportunità di sviluppo; i turisti si dimostrano più cauti; la fiducia verso le istituzioni è bassa, anche a causa di tentativi di innovazione energetica pregressi e non concretizzati. Il tema della partecipazione civica emerge come prioritario: coinvolgere le comunità locali prima di qualunque sviluppo tecnologico è considerato dalla ricercatrice Anna Pellizzone una condizione necessaria, non accessoria.fondazionebassetti

Attività nelle scuole e materiali didattici

Nell’ambito di IRGIE, l’INGV ha già condotto percorsi di formazione rivolti agli insegnanti delle scuole eoliane di ogni ordine e grado. I lavori realizzati dalle classi saranno condivisi in un momento di confronto previsto per l’inizio dell’estate 2026. Il libro si affianca a un ecosistema di materiali didattici già disponibili: il volume Conosciamo la Geotermia per insegnanti di ogni grado scolastico, le schede da colorare IRGIEcolour, la brochure IRGIEleaflet e un video divulgativo in quattro domande. INGVambiente mette a disposizione anche GeoSchede, fumetti, poster e giochi educativi organizzati per fascia d’età.educational.ingv+3

Come richiedere una copia

La distribuzione del volume avviene attraverso le scuole coinvolte nel progetto, enti, università e associazioni del settore geotermico, congressi tematici ed eventi INGV come gli Open Day. Le copie si richiedono scrivendo a:ingv

monia.procesi@ingv.it
federico.florindo@ingv.it

Nella richiesta è necessario indicare: destinatario, indirizzo, ente di appartenenza, numero di copie (italiano e/o inglese) e utilizzo previsto (progetti scolastici, attività didattiche, eventi divulgativi).ingv

Ecco lo studio approfondito!

Il libro e la sua pedagogia — analisi dell’approccio didattico e del perché il formato illustrato è efficace per comunicare la scienza ai bambini
IRGIE in dettaglio — i quattro Work Package scientifici, le campagne geochimiche e geofisiche, il portale web dei dati in costruzione
Il potenziale delle singole isole — dati su Panarea, Vulcano (pozzo esplorativo da 700 m), il programma europeo 100% Renewable Energy Islands
La ricerca sociale RRI — indagine Fondazione Bassetti su percezione, sondaggi, focus group: residenti favorevoli, turisti scettici, fiducia nelle istituzioni bassa
Il contesto geotermico italiano — dal primato di Larderello 1904 ai serbatoi magmatici appena scoperti in Toscana (8–15 km di profondità)
L’ecosistema divulgativo INGV — tabella comparativa di tutti i materiali didattici prodotti
Riflessioni critiche — sfide, limiti del progetto e prospettive di sviluppo futuro

Geotermia, divulgazione scientifica e territorio: analisi approfondita del libro INGV e del progetto IRGIE

Executive Summary

Il 24 aprile 2026 l’INGV ha pubblicato Il magico calore della Terra, un libro illustrato bilingue destinato alle scuole primarie, realizzato nell’ambito del progetto IRGIE (Inventario delle Risorse Geotermiche delle Isole Eolie). L’iniziativa non è un prodotto editoriale isolato: è il frutto di quasi quattro anni di ricerca scientifica multidisciplinare, di un ampio lavoro di coinvolgimento della comunità locale e di una strategia di comunicazione che ha visto l’INGV lavorare direttamente nelle scuole dell’arcipelago eoliano. La pubblicazione si colloca in un momento strategico per la transizione energetica delle isole minori italiane, dove la dipendenza dai combustibili fossili resta una criticità ambientale, economica e sociale irrisolta.[1][2][3]

1. Il libro: caratteristiche editoriali e obiettivi

1.1 Scheda tecnica

Il magico calore della Terra è stato scritto da Monia Procesi, geologa e ricercatrice dell’INGV con specializzazione in geochimica dei fluidi e sistemi geotermici, e illustrato da Federico Florindo, graphic designer e illustratore interno all’Istituto. Il volume è disponibile in versione italiana e inglese e rappresenta, secondo l’INGV stesso, uno dei pochi prodotti editoriali nel suo genere dedicati alla geotermia per un pubblico così giovane.[4][1]

La scelta di rivolgersi ai bambini e alle bambine delle scuole primarie non è casuale: Monia Procesi ha dichiarato che partire dalla cittadinanza più giovane attraverso la scuola è parso un “passaggio strategico”, capace di agire come “veicolo di informazione all’interno delle comunità” e di raggiungere indirettamente le famiglie. L’entusiasmo dimostrato dal corpo docente delle scuole eoliane è stato descritto come “estremamente positivo” e incoraggiante per ulteriori sviluppi.[2]

1.2 Linguaggio e approccio pedagogico

Il volume utilizza un linguaggio semplice, illustrazioni “delicate e ricche di dettagli” e un impianto narrativo progressivo: dal concetto base di calore terrestre fino al ruolo della geotermia nella transizione energetica. Questo approccio si inserisce in un orientamento pedagogico consolidato nella didattica delle scienze naturali nella scuola primaria, che valorizza la narrazione e la visualizzazione come strumenti per costruire concetti scientifici in età precoce. La ricerca didattica evidenzia come i bambini possiedano già “due livelli di conoscenza” — del senso comune e scientifico — e che il compito dell’educazione sia favorirne l’integrazione attraverso esperienze concrete e linguaggi multipli (iconico, matematico, verbale).[5][6][1]

1.3 Canali di distribuzione

Il libro è distribuito attraverso quattro canali principali:[1]

Scuole coinvolte dalle attività del progetto IRGIE nelle isole Eolie
Enti, università e associazioni del settore geotermico
Congressi tematici ed eventi INGV, inclusi gli Open Day
Richiesta diretta via e-mail a monia.procesi@ingv.it e federico.florindo@ingv.it (specificando destinatario, ente, numero di copie e utilizzo previsto)

2. Il progetto IRGIE: genesi, struttura e risultati

2.1 Perché le Isole Eolie

L’arcipelago delle Isole Eolie vive una condizione di isolamento energetico strutturale: le sette isole non sono connesse alla rete elettrica nazionale e soddisfano il proprio fabbisogno attraverso piccoli impianti a gasolio. Questa condizione è percepita dagli abitanti come un problema su più livelli: ambientale (emissioni, inquinamento), economico (costi elevati e mercato energetico non diversificato) e identitario (contraddizione con la vocazione turistica dell’arcipelago, patrimonio UNESCO dal 2000).[3][2]

Dal 2023, tutte le Isole Eolie fanno parte del programma europeo “100% Renewable Energy Islands for 2030”, che mira a portare l’arcipelago verso la piena autonomia energetica rinnovabile. In questo contesto, la geotermia — grazie alla natura vulcanica delle isole — rappresenta una risorsa potenzialmente abbondante e localizzata.[7]

2.2 Struttura scientifica del progetto

Il progetto IRGIE, avviato il 28 agosto 2023 e con durata di 30 mesi (conclusione prevista agosto 2026), è finanziato dal Dipartimento dell’Energia della Regione Siciliana ed è coordinato scientificamente da Monia Procesi per l’INGV. Il CNR-IGG è partner per la caratterizzazione geochimica dei fluidi.[8][9]

Il lavoro scientifico è articolato in quattro pacchetti principali (Work Package):

WP	Titolo	Attività principali
WP1	Banca dati e letteratura	Sistematizzazione di dati e pubblicazioni esistenti sulle Eolie
WP2	Caratterizzazione del fluido geotermico	Campionamento di acque, gas, fumarole; analisi chimiche e isotopiche[9]
WP3	Acquisizioni geofisiche	Campagne di misura geofisica in campo
WP4	Stima del potenziale geotermico	Modellazione numerica di flusso reattivo, stima del potenziale teorico e tecnico[9]

Il lavoro ha prodotto una quantità significativa di nuovi dati, in particolare geochimici e geofisici, colmando lacune conoscitive importanti soprattutto per le isole storicamente meno studiate dal punto di vista geotermico. Tutti i dati confluiranno in un portale web dedicato, consultabile con diversi livelli di accessibilità, pensato per la comunità scientifica, gli operatori economici, i decisori politici e i cittadini.[2]

2.3 Potenziale geotermico delle singole isole

Le sette isole eoliane (Lipari, Vulcano, Stromboli, Salina, Filicudi, Alicudi e Panarea) presentano caratteristiche geotermiche differenziate. Il progetto IRGIE ha investigato le potenzialità per l’utilizzo della risorsa in tre fasce di temperatura:[3]

Fascia	Temperatura	Utilizzi identificati
Bassa entalpia	30–100 °C	Riscaldamento/raffrescamento di ambienti, uso termale e balneologico
Media entalpia	100–150 °C	Produzione di energia, processi industriali
Alta entalpia	> 150 °C	Produzione di elettricità

Per l’isola di Panarea è stato proposto un pozzo geotermico sperimentale sui fondali marini che potrebbe fornire energia sufficiente a coprire il 35% del fabbisogno dell’isola. Per Vulcano, la società lombarda Geolog ha presentato alla Regione Siciliana un permesso di ricerca per un pozzo esplorativo profondo oltre 700 metri, nel settore nord-occidentale dell’isola, in prossimità del cono vulcanico Gran Cratere La Fossa. Il Piano Energetico Regionale Siciliano (PEARS) indica esplicitamente Vulcano e Pantelleria tra le aree strategiche per lo sfruttamento geotermico.[10][11][12]

Nel settembre 2025, fondi europei e regionali sono stati approvati per lo sviluppo della geotermia offshore nell’arcipelago eoliano e nel Tirreno meridionale, nell’ambito di uno schema di aiuti da 35,3 miliardi di euro predisposto dal governo italiano per le energie rinnovabili “non ancora mature”.[13]

3. La dimensione sociale: percezione della geotermia alle Eolie

Una delle caratteristiche più innovative del progetto IRGIE è l’integrazione della componente tecnico-scientifica con una ricerca sociale sistematica, affidata alla Fondazione Giannino Bassetti, con il coinvolgimento di Anna Pellizzone esperta di Responsible Research and Innovation (RRI).[2]

3.1 Metodologia dell’indagine sociale

L’indagine ha adottato un approccio quali-quantitativo:[2]

Un sondaggio per esplorare la percezione di residenti e turisti rispetto a potenziali impianti geotermici
Focus group per una chiave interpretativa qualitativa dei risultati e per raccogliere idee concrete

3.2 Principali risultati

I risultati hanno evidenziato una popolazione eoliana molto segmentata rispetto all’energia geotermica:[2]

La geotermia è generalmente ben vista, purché vi sia attenzione alla sicurezza e all’impatto ambientale
L’ottimismo per la geotermia decresce con l’aumentare dell’età
I turisti sono significativamente meno favorevoli rispetto ai residenti, probabilmente perché meno colpiti dai costi energetici attuali o preoccupati dall’impatto paesaggistico
I residenti vedono nella geotermia un’opportunità di rilancio economico, coerente con la storia locale (le terme eoliane erano già utilizzate dai Romani)
Tutti i focus group hanno manifestato un “generale senso di immobilismo e di abbandono da parte delle istituzioni pubbliche”, maturato da esperienze negative come il parco solare di Monte Sant’Angelo a Lipari, mai entrato in funzione[2]
La fiducia verso il mondo della ricerca è alta, mentre è bassa verso la capacità delle istituzioni pubbliche e private di realizzare soluzioni efficaci e in armonia con il territorio[2]

Questi risultati hanno implicazioni importanti: prima di qualsiasi sviluppo tecnologico, è necessario un percorso di ricostruzione della fiducia, basato su trasparenza, informazione e partecipazione civica. I partecipanti ai focus group hanno auspicato opere di piccola scala come primo passo sperimentale.[2]

4. Il contesto italiano della geotermia

4.1 Primato storico e sottoutilizzo attuale

L’Italia ha un primato storico irrinunciabile nella geotermia: a Larderello (Toscana), nel 1904, si produsse per la prima volta al mondo elettricità da calore geotermico. Oggi il campo geotermico di Larderello-Travale è tra i più estesi al mondo per produzione da vapore naturale e, insieme agli altri impianti toscani, produce circa il 30% del fabbisogno elettrico regionale della Toscana, con una potenza installata superiore a 900 MW.[14][12][15]

Nonostante questo primato, la geotermia copre a livello nazionale una quota ancora marginale del mix energetico. Le stime scientifiche indicano che sfruttare solo il 2% del potenziale geotermico entro i primi 5 km di profondità potrebbe generare il 10% della produzione elettrica italiana al 2050.[12]

4.2 Nuove scoperte e frontiere della ricerca

Un recente studio pubblicato su Communications Earth & Environment (Nature) ha identificato vasti serbatoi ricchi di fluidi magmatici nel sottosuolo toscano, tra Larderello e il Monte Amiata, a profondità comprese tra 8 e 15 km, con volumi stimati di migliaia di chilometri cubi. La scoperta, coordinata dal geofisico Matteo Lupi dell’Università di Ginevra con il coinvolgimento di INGV e CNR, ha impiegato la tecnica della tomografia da rumore sismico ambientale e apre nuove prospettive per gli Enhanced Geothermal Systems (EGS), che permettono la produzione di energia anche in aree non naturalmente permeabili.[14]

A livello globale, le previsioni dell’IEA indicano che, se i costi continueranno a scendere, la geotermia potrebbe coprire fino al 15% della crescita della domanda mondiale di elettricità tra il 2024 e il 2050.[16]

4.3 Quadro normativo recente

Il 2 aprile 2026 il Ministero dell’Ambiente e della Sicurezza Energetica ha emanato un decreto di adeguamento delle normative per la produzione di energia da fonti rinnovabili, inserendo la geotermia tra le tecnologie “non ancora mature” meritevoli di priorità nei bandi per nuova capacità installata, nell’ambito di uno schema di aiuti europeo da 35,3 miliardi di euro valido per quattro anni.[17][13]

5. Il sistema di divulgazione scientifica dell’INGV

5.1 L’ecosistema di materiali didattici sulla geotermia

Il magico calore della Terra si inserisce in un ecosistema più ampio di materiali prodotti dall’INGV nell’ambito di IRGIE e della missione istituzionale di educazione scientifica:[18]

Materiale	Destinatari	Formato
Il magico calore della Terra	Scuola primaria	Libro illustrato bilingue (IT/EN)[1]
Conosciamo la Geotermia	Scuola primaria, secondaria e primo anno universitario	Volume didattico in 4 sezioni per insegnanti[19]
IRGIEcolour	Tutti, inclusi bambini	Schede A4 da stampare e colorare[18]
IRGIEleaflet	Pubblico generale	Brochure illustrativa bilingue[18]
Video “4 domande e 4 risposte sulla geotermia”	Pubblico generale	Formato digitale[18]

Il volume Conosciamo la Geotermia, realizzato da un team allargato che include Procesi, Florindo, La Longa, Cantucci Marini, Maffucci, Misiti, Voltattorni, Castellano e Crescimbene, è articolato in quattro sezioni: percorsi didattici strutturati per la scuola di ogni ordine, fondamenti scientifici sulla struttura interna della Terra, distribuzione globale delle risorse geotermiche e utilizzi energetici, impatti e misure di mitigazione nel contesto italiano.[19]

5.2 Attività nelle scuole delle Eolie

Nell’ambito di IRGIE, l’INGV ha avviato percorsi di formazione rivolti agli insegnanti delle scuole eoliane di ogni ordine e grado, fornendo presentazioni, esercitazioni pratiche e volumi didattici. I lavori realizzati dalle classi verranno condivisi in un momento di confronto previsto per l’inizio dell’estate 2026. Questo approccio che parte dalla scuola per raggiungere le comunità locali riflette l’esperienza consolidata dell’INGV nella percezione del rischio, qui trasferita al tema dell’energia geotermica.[2]

5.3 L’INGV e l’educazione scientifica: un impegno strutturale

L’impegno divulgativo dell’INGV verso le scuole è strutturale e non episodico. Le attività includono visite alle sale di sorveglianza sismica e centro allerta tsunami, incontri e seminari presso scuole di ogni ordine e grado, partecipazione a Open Day, festival della scienza e Notte Europea dei Ricercatori, collaborazioni con enti locali per la formazione sulla pericolosità sismica. Il 21 aprile 2026, solo tre giorni prima della pubblicazione del libro, l’INGV ha lanciato anche il concorso “Un Pianeta da scoprire” per la realizzazione del calendario scolastico 2027, destinato agli alunni delle scuole primarie, in occasione della Giornata Mondiale della Terra. INGVambiente pubblica inoltre gratuitamente materiali didattici organizzati per fascia d’età (6–8 anni, 9–11 anni, scuola secondaria di I grado), comprendenti GeoSchede, racconti, fumetti, poster e giochi educativi.[20][21][22]

6. Riflessioni critiche e prospettive

6.1 Il valore dell’integrazione ricerca-educazione-partecipazione

Il progetto IRGIE offre un modello interessante di integrazione tra ricerca scientifica, comunicazione territoriale e educazione formale. La scelta di affiancare alla ricerca tecnica un’indagine sulla percezione sociale (RRI) e un’intensa attività nelle scuole rivela una consapevolezza matura: la transizione energetica non è solo una questione tecnologica, ma richiede consenso, informazione e partecipazione civica. Anna Pellizzone ha sottolineato come “lanciare un artefatto tecnologico sul mercato senza coinvolgere la società civile non porta automaticamente al progresso”.[2]

6.2 Il ruolo dei libri illustrati nella comunicazione scientifica

La scelta del formato libro illustrato per avvicinare i bambini alla geotermia risponde a una domanda ben documentata nella letteratura di educazione scientifica: i bambini in età scolare primaria apprendono meglio attraverso narrazioni visivamente ricche e linguaggi multisensoriali. La ricerca didattica mostra che l’utilizzo di linguaggi iconici, matematici e verbali integrati favorisce l’acquisizione di concetti scientifici e lo sviluppo del pensiero critico, anche su argomenti complessi come i fenomeni geofisici. Un libro illustrato distribuito a scuola diventa anche un mediatore culturale verso le famiglie, in particolare nelle comunità geograficamente isolate come le isole eoliane.[6][5]

6.3 Sfide e limiti

L’esperienza eoliana ha evidenziato alcune sfide reali. La partecipazione ai focus group è stata inferiore alle attese a causa della stagionalità (ricerca condotta in alta stagione turistica). La fiducia nelle istituzioni è bassa per via di tentativi precedenti di innovazione energetica falliti. Rimane aperta la questione di come tradurre la conoscenza scientifica — anche ben divulgata — in processi decisionali partecipativi strutturati, che il progetto IRGIE ha solo iniziato a esplorare. Anna Pellizzone ha definito potenzialmente “pioneristica” una tale esperienza, sia per il contesto geotermico che per quello italiano in generale.[2]

6.4 Prospettive future

Con la conclusione del progetto IRGIE prevista per agosto 2026, il portale web con tutti i dati raccolti rappresenterà uno strumento di riferimento per operatori, decisori e cittadini. I lavori delle classi saranno condivisi in estate, e il libro continuerà a circolare attraverso congressi ed eventi INGV. Sul fronte industriale, il progetto di pozzo esplorativo a Vulcano è in fase di valutazione da parte della commissione tecnico-specialistica della Regione Siciliana, mentre i fondi europei per la geotermia offshore alle Eolie sono stati approvati. La geotermia alle isole Eolie appare quindi a un bivio: da anni oggetto di studi e promesse, è ora sostenuta da dati scientifici aggiornati, finanziamenti pubblici e una crescente attenzione istituzionale. La sfida principale resta quella di tradurre tutto ciò in impianti concreti, sicuri e accettati dalle comunità locali.[11][13][1][2]

Appendice: Flashcard di studio rapido

Cos’è IRGIE?

Inventario delle Risorse Geotermiche delle Isole Eolie, progetto INGV–Regione Siciliana 2023–2026, coordinato da Monia Procesi.[3]

Qual è il problema energetico delle Eolie?

Assenza di collegamento alla rete elettrica nazionale; dipendenza da generatori a gasolio, soluzione costosa e inquinante.[2]

Cos’è la Responsible Research and Innovation (RRI)?

Approccio alla ricerca che integra la partecipazione della società civile nei processi di innovazione, per evitare che tecnologie vengano “lanciate” senza consenso informato.[2]

Qual è stata la principale scoperta sulla percezione sociale della geotermia alle Eolie?

I residenti sono favorevoli alla geotermia come opportunità di sviluppo; i turisti sono più scettici; la fiducia verso le istituzioni è bassa per esperienze negative pregresse.[2]

In cosa si distingue il libro dalla precedente produzione editoriale INGV sulla geotermia?

È destinato specificamente ai bambini della scuola primaria con linguaggio narrativo e illustrativo semplice, colmando un vuoto editoriale in questo segmento.[1]

Dove è disponibile il portale dati del progetto IRGIE?

Sarà pubblicato entro fine 2026; raccoglie dati geochimici e geofisici inediti sull’arcipelago eoliano con diversi livelli di accesso per diversi utenti.[2]

Fonti consultate

INGV – Comunicato ufficiale: https://www.ingv.it/stampa-urp/ufficio-stampa/news/libri-ingv-pubblica-il-magico-calore-della-terra-per-avvicinare-i-piu-giovani-al-tema-della-geotermia
INGV – Progetto IRGIE: https://progetti.ingv.it/irgie
CNR-IGG – Progetto IRGIE: https://www.igg.cnr.it/ricerche/progetti-finanziati/irgie
Fondazione Giannino Bassetti – RRI e risorse geotermiche: https://www.fondazionebassetti.org/archi_vivo/2026/02/il_progetto_irgie
INGV Educational – Conosciamo la Geotermia: https://educational.ingv.it/conosciamo-la-geotermia
INGV – Disseminazione progetto IRGIE: https://progetti.ingv.it/it/irgie/prodotti/disseminazione
INGVambiente – Materiale per la scuola: https://ingvambiente.com/materiale-per-la-scuola/
INGVambiente – Monia Procesi: https://ingvambiente.com/monia-procesi/
Città Nuova – Geotermico alle Isole Eolie: https://www.cittanuova.it/638347-2/
Be Sicily Mag – Progetto Geolog a Vulcano: https://www.besicilymag.it/2026/04/societa/le-eolie-come-tesoro-geotermico-col-progetto-geolog-un-pozzo-profondo-700-metri-a-vulcano/
QdS – Geotermia a Vulcano: https://risorgimentosicilia.qds.it/ambiente/geotermia-vulcano-eolie-progetto-ricerca-geolog/
Italia Economy – Fondi UE geotermia Sicilia: https://italiaeconomy.it/geotermia-fondi-da-ue-per-la-sicilia/
Corriere della Sera – Geotermico sottomarino Eolie: https://www.corriere.it/pianeta2030/24_giugno_16/geotermico-sottomarino-l-energia-green-potrebbe-arrivare-vulcani-nascosti-basso-il-mare-intorno-alle-eolie

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L’impatto nascosto sotto il Colorado la prova sotto i crateri secondari del Wyoming

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Apríl 24^th 2026 at 09:00

Quando i detriti di un asteroide caduto a 280 milioni di anni fa riscrivono la geologia degli impatti terrestri

Circa 280 milioni di anni fa, un asteroide di 2,5–5,4 km colpì il supercontinente Pangea nell’attuale confine Wyoming–Nebraska, creando un cratere primario di decine di chilometri oggi sepolto sotto ~3 km di sedimenti nel Denver Basin. La prova indiretta di questo evento è il primo campo di crateri secondari mai documentato sulla Terra, scoperto in Wyoming dal geologo Thomas Kenkmann (Università di Freiburg).

L’articolo tratta:

La scoperta: dai 31 crateri del 2022 ai 46 confermati nel 2025, con oltre 200 candidati aggiuntivi e un campo che si estende per 160×100 km
La meccanica: massi da 4–8 m di diametro lanciati a 700–1.000 m/s, con PFD nel quarzo come firma d’impatto
I due candidati per il primario: struttura Gering (80–120 km) e struttura Guernsey (20–40 km), identificate tramite anomalie gravimetriche
Le implicazioni: revisione dei modelli di formazione di crateri secondari sulla Terra e nuove tecniche per individuare crateri sepolti

Il Wyoming come teatro di una catastrofe cosmica permiana

In un angolo apparentemente anonimo del Wyoming orientale, tra basse colline di arenaria e macchie di artemisia, il vento nasconde una storia di violenza cosmica. Il suolo di questa contrada porta i segni di un evento avvenuto circa 280 milioni di anni fa: 31 crateri d’impatto — oggi rivalutati come 46 strutture confermate con oltre 200 candidati aggiuntivi — impressi nella Formazione Casper, un’arenaria di età permiana.

Non si tratta però di crateri formati dall’impatto diretto di un asteroide. Sono crateri secondari: strutture scavate da blocchi di roccia delle dimensioni di una casa, proiettati a centinaia di chilometri di distanza da una collisione molto più grande, avvenuta altrove.

È la prima volta che crateri secondari vengono identificati e confermati sulla Terra.

Crateri secondari: fenomeno noto nello spazio, inatteso sul nostro pianeta

Su Luna e Marte, i crateri secondari sono un fenomeno diffuso e ben documentato. Quando un grande asteroide colpisce una superficie priva di atmosfera densa, i detriti vengono espulsi ad alta velocità e ricadono tutt’intorno, formando migliaia di piccoli crateri secondari che costellano il paesaggio lunare o marziano.

Sulla Terra, si riteneva che l’atmosfera densa — con la sua pressione di un bar — frenasse e frammentasse qualsiasi blocco prima che raggiungesse il suolo con velocità sufficienti. Era un’assunzione consolidata da decenni.

Il campo del Wyoming smentisce questa assunzione. I blocchi che hanno formato questi crateri misuravano tra 4 e 8 metri di diametro e colpivano il suolo a velocità comprese tra 700 e 1.000 metri al secondo, ossia circa 2.500–3.600 km/h. A quelle velocità, l’energia dell’impatto era sufficiente a produrre fratture pianari nei grani di quarzo — le cosiddette Planar Deformation Features (PDF) — che sono la firma riconoscibile e inequivocabile di un’onda d’urto da impatto iperveloce.

La scoperta: da campo di dispersione meteoritica a sistema secondario

Il team guidato da Thomas Kenkmann, geologo dell’Università di Freiburg (Germania), avvistò i primi crateri nel 2017 sul fianco nord-orientale di Sheep Mountain, vicino a Douglas, nel Wyoming orientale. La prima ipotesi fu quella di un classico strewn field: un campo di dispersione in cui un grande meteorite si frantuma nell’alta atmosfera e raggiunge il suolo in frammenti multipli.

L’ipotesi era plausibile in un primo momento. Ma l’estensione del campo, man mano che emergevano nuove strutture, si rivelò incompatibile con un semplice campo di dispersione. Le dimensioni attuali documentate — 160 per 100 km — superano di gran lunga il limite fisico di qualsiasi evento di frammentazione meteorica nota.

Inoltre, i crateri non contenevano alcuna traccia di materiale meteoritico. Nessun frammento di ferro o nichel. Nessuna firma geochimica extraterrestre nelle arenarie circostanti.

La morfologia era il terzo elemento decisivo. Molti crateri mostrano una forma ellittica, non circolare: un’indicazione che gli impattori arrivarono da una direzione precisa, a bassa velocità relativa rispetto a un impatto diretto dallo spazio. Proiettando gli assi maggiori di questi crateri ellittici verso il loro punto di origine comune, tutte le traiettorie convergono verso un’unica area: il Denver Basin, nel Colorado settentrionale.

Il cratere primario: sepolto sotto 3 km di roccia

Sotto il Denver Basin, i dati geofisici rivelano un’anomalia gravitazionale rilevante. Le ricostruzioni balistiche indicano la presenza di un cratere primario sepolto sotto circa 3 km di sedimenti, con dimensioni stimate tra 50 e 120 km di diametro.

La ricerca ha identificato due candidati principali. Il primo, denominato provvisoriamente struttura Gering, è centrato intorno alle coordinate 41°55’N / 104°00’W, con un diametro stimato tra 80 e 120 km. Il secondo, la struttura Guernsey, ha dimensioni più contenute (20–40 km) ed è più vicino al campo secondario.

L’impatto originale fu un evento catastrofico su scala regionale. L’asteroide che lo causò aveva un diametro stimato tra 2,5 e 5,4 km. Il rilascio di energia avrebbe incenerito ogni forma di vita entro 400 km dall’impatto e modificato il clima regionale per anni. Non corrisponde a estinzioni di massa note: fu devastante, ma localizzato.

Il cratere primario non è stato ancora raggiunto da perforazione scientifica. Il team sta analizzando i dati di oltre 40 pozzi profondi già trivellati nell’area dall’industria petrolifera, cercando quarzo scioccato e rocce di impatto nelle carote disponibili.

Perché questi crateri si sono conservati per 280 milioni di anni

La sopravvivenza di strutture così antiche e così fragili — crateri di 10–80 m di diametro — è in sé un fatto geologico rilevante. La spiegazione è in una serie di circostanze eccezionali e fortuite.

Al momento dell’impatto, l’area era un ambiente lagunare a bassa energia. I sedimenti fini del fondale coprirono rapidamente le strutture, seppellendole e proteggendole dall’erosione. Le fratture da shock nel quarzo furono sigillate dalla precipitazione diagenetica di quarzo secondario, rendendo le zone impattate più dure del circostante, non più tenere. Quando l’Orogenia Laramide, circa 75 milioni di anni fa, sollevò e inclinò gli strati sedimentari della regione, l’erosione differenziale rimosse l’arenaria circostante lasciando affiorare proprio quelle patch più resistenti.

Il risultato: basse cupole rocciose di pochi metri, leggibili solo a chi conosce cosa cercare.

Implicazioni per la planetologia e la datazione delle superfici

La scoperta ha implicazioni che vanno ben oltre la geologia terrestre. Le cronologie relative delle superfici planetarie — su Luna, Marte, Mercurio — si basano sul conteggio e sulla distribuzione dimensionale dei crateri. Se i crateri secondari, finora considerati irrilevanti sulla Terra, possono in realtà formarsi anche in presenza di un’atmosfera densa, i modelli di produzione craterica usati per datare le superfici dei pianeti potrebbero necessitare di revisioni.

La tecnica sviluppata da Kenkmann — ricostruire la posizione di un cratere primario a partire dall’orientazione e dalla distribuzione spaziale dei crateri secondari — apre inoltre una nuova metodologia applicabile ad altre regioni della Terra. Potrebbero esistere altri grandi crateri sepolti con campi secondari parzialmente esposti, fino ad ora non riconosciuti come tali.

Lo stato della ricerca nel 2025

Al congresso EPSC-DPS 2025, tenutosi a Helsinki nel settembre 2025, Kenkmann e il suo team hanno presentato i risultati aggiornati. I crateri confermati da effetti di shock sono saliti a 46. I candidati morfologici superano quota 200. Il campo documentato si estende ormai per 160 × 100 km.

Lo scienziato planetario Brandon Johnson della Purdue University ha stimato che questo singolo campo potrebbe rappresentare il 40% di tutti i crateri attualmente catalogati sulla Terra, dando la misura di quanto questo ritrovamento ridisegni la mappa degli impatti terrestri conosciuti.

La conferma definitiva del cratere primario richiederà verosimilmente una campagna di perforazione scientifica dedicata, paragonabile a quelle condotte sul cratere di Chicxulub in Messico o sul cratere di Vredefort in Sudafrica. Fino ad allora, la prova più eloquente dell’impatto rimane in superficie, incisa nell’arenaria del Wyoming.

Il Campo di Crateri del Wyoming e il Cratere Sepolto del Denver Basin

## Una Scoperta che Riscrive la Geologia degli Impatti Terrestri

Sommario

Circa 280 milioni di anni fa, un asteroide di circa 2,5 km di diametro si abbatté sul supercontinente Pangea, nell’area che oggi coincide con il confine tra Wyoming e Nebraska. L’impatto generò un cratere primario largo tra 50 e 120 km, oggi sepolto sotto 3 km di sedimenti nel Denver Basin. La prova più straordinaria di questo evento non è il cratere stesso — ancora non direttamente identificato — ma una serie di crateri secondari scoperti in Wyoming: le prime strutture di questo tipo mai trovate sulla Terra. La scoperta, guidata dal geologo Thomas Kenkmann dell’Università di Freiburg, ha costretto la comunità scientifica a rivedere il paradigma secondo cui l’atmosfera terrestre prevenisse completamente la formazione di crateri secondari.[1][2][3][4][5]

Contesto Geologico: Il Permiano e la Pangea

Al momento dell’impatto, circa 280 milioni di anni fa (periodo Permiano, stadio Leonardiano), l’attuale Wyoming si trovava nel cuore di Pangea, il supercontinente che riuniva quasi tutte le terre emerse del pianeta. Non esistevano ancora le Montagne Rocciose, né i dinosauri. L’area interessata era un ambiente costiero a bassa energia, probabilmente una laguna o un sistema di delta fluviali, come suggerito dalla composizione delle arenarie della Formazione Casper che ospitano i crateri.[2][6][7]

Questa localizzazione in un ambiente acquatico tranquillo è stata fondamentale per la preservazione dei crateri: i detriti del fondo lagunare li seppellirono quasi subito dopo la loro formazione, proteggendoli dall’erosione. Solo decine di milioni di anni dopo, quando la nascita delle Montagne Rocciose (Orogenia Laramide, ~75 milioni di anni fa) sollevò e inclinò gli strati rocciosi, i crateri furono gradualmente riesumati dall’erosione selettiva.[8][7][2]

La Scoperta: Da Strewn Field a Crateri Secondari

Fase 1 — La Prima Scoperta (2017–2018)

Il team di Kenkmann scoprì i primi crateri nel 2017 sul fianco nord-orientale di Sheep Mountain, vicino a Douglas nel Wyoming orientale. Le strutture, impresse nell’arenaria quarzosa della Formazione Casper, mostravano fratture planari nei grani di quarzo (PFD — Planar Deformation Features): la firma inconfondibile di un impatto iperveloce, che può essere prodotta solo da collisioni cosmiche o esplosioni nucleari.[2][9][7]

Inizialmente, il team interpretò i crateri come un campo di dispersione meteoritica (strewn field): l’ipotesi classica in cui un grande meteorite si frantuma nell’atmosfera e piomba a terra in numerosi frammenti più piccoli. Questa interpretazione era plausibile per i siti vicini, ma conteneva un problema intrinseco: la dimensione del campo doveva essere limitata.[10][3]

Fase 2 — L’Anomalia che Cambia Tutto

Proseguendo le ricerche, il team identificò crateri analoghi in siti sempre più lontani l’uno dall’altro, tutti nello stesso strato stratigrafico, in un’area che si estendeva 90 per 40 km (poi espandata a 160 × 100 km). La distanza massima teorica per un campo di dispersione meteoritica non supera normalmente il chilometro di larghezza perpendicolare alla traiettoria. Era quindi impossibile che un singolo meteorite frammentato avesse disseminato crateri su quell’area.[8][11][12]

Un secondo elemento chiave era l’assenza di materiale meteoritico nei crateri e nelle immediate vicinanze. Se fossero stati prodotti da frammenti di asteroide caduti direttamente dall’atmosfera, avrebbero dovuto contenere tracce di ferro, nichel e altri elementi caratteristici delle meteoriti. Invece, nessuna firma geochimica extraterrestre è stata rilevata.[13][8]

Il terzo e decisivo elemento fu la morfologia ellittica di molti crateri. Gli impatti diretti dallo spazio producono quasi sempre crateri circolari, anche per traiettorie molto oblique, a causa delle enormi velocità in gioco. Crateri ellittici indicano invece impattori a bassa velocità relativa, provenienti da una direzione precisa. Proiettando gli assi maggiori di questi crateri ellittici verso il loro punto d’origine comune, tutti convergevano verso un’unica sorgente.[2][4][5]

I Crateri Secondari: Dati Tecnici

Caratteristiche del Campo Secondario

Parametro	Valore
Numero di crateri confermati (2022)	31 strutture[13]
Numero aggiornato (2025)	46 confermati + >200 potenziali[8]
Diametro dei crateri secondari	10–80 m[8][14]
Estensione del campo (2022)	90 × 40 km[3][11]
Estensione aggiornata (2025)	160 × 100 km[8]
Età	~280 milioni di anni (Permiano)[13]
Strato geologico	Formazione Casper (Permo-Pennsylvaniano)[13][7]
Distanza dal cratere primario stimato	150–200 km[1][15]

Dinamica degli Impatti Secondari

Wyoming impact craters
I massi che hanno creato questi crateri misuravano tra 4 e 8 metri di diametro e colpivano il suolo a velocità comprese tra 700 e 1.000 m/s (circa 2.500–3.600 km/h, ossia 2–3 volte la velocità del suono). Queste velocità sono sufficienti per generare pressioni di picco capaci di produrre effetti di shock nei grani di quarzo, il che spiega la presenza delle PFD documentate.[1][15][4]

Le energie di impatto dei singoli blocchi variavano da circa 12 a 400 GJ, con un’efficienza di trasferimento dell’energia dal lancio iniziale all’impatto compresa tra il 10 e il 25%. I blocchi venivano lanciati con angoli di eiezione che, combinati con le traiettorie balistiche, portavano a impatti con angoli compresi tra 45° e 60° rispetto alla verticale — coerente con la morfologia ellittica osservata.[16]

Il Cratere Primario Nascosto

Localizzazione e Dimensioni

Ricostruendo a ritroso le traiettorie balistiche, il team ha identificato due candidati per il cratere primario, entrambi caratterizzati da anomalie gravitazionali nei dati geofisici USGS:[8][14]

PRI-1 — Struttura Gering (provvisoria): centrata intorno a 41°55’N / 104°00’W, con un diametro stimato tra 80 e 120 km. Sarebbe sepolta sotto circa 3 km di sedimenti nel Denver Basin settentrionale.[14][8]
PRI-2 — Struttura Guernsey (provvisoria): centrata a 42°12’N / 104°50’W, con un diametro di 20–40 km. È più vicina al campo secondario ma presenta alcune incongruenze con i parametri balistici calcolati.[8]

I calcoli originali del 2022 indicavano un cratere primario di 50–65 km di diametro, sepolto nel Denver Basin settentrionale vicino al confine Wyoming-Nebraska. I dati aggiornati del 2025, con ulteriori crateri secondari identificati, hanno ampliato la stima verso l’alto per PRI-1.[1][15][5]

Prove Geofisiche

Il cratere primario non è stato perforato né confermato direttamente. Le evidenze attuali si basano su:

Anomalie gravimetriche: piccole variazioni del campo gravitazionale locale, compatibili con la presenza di rocce alterate e deformate dall’impatto a profondità.[2][14]
Convergenza delle traiettorie: l’incrocio dei corridoi balistici di tutte le serie di crateri secondari punta in modo coerente verso la stessa area geografica.[8][5]
Dati di perforazione: l’area del Denver Basin è stata estensivamente trivellata per l’esplorazione di idrocarburi. Il team sta analizzando oltre 40 pozzi profondi che hanno attraversato gli strati Permo-Carboniferi rilevanti, cercando rocce d’impatto e quarzo scioccato nelle carote.[14]

L’Asteroide Originale

Se il cratere primario misura 50–65 km (stima 2022) o fino a 80–120 km (stima 2025), l’asteroide responsabile aveva un diametro stimato tra 2,5 e 5,4 km. L’energia dell’impatto sarebbe stata sufficiente per:[2][4]

Uccidere ogni forma di vita entro 400 km dall’impatto.[2]
Generare un’onda d’urto atmosferica devastante e nubi di roccia vaporizzata (rock vapor plumes) che seguivano le traiettorie dei blocchi eiettati.[2]
Modificare il clima a livello regionale per alcuni anni.[2]

Non esistono grandi estinzioni di massa attribuibili a questo preciso intervallo temporale — l’evento è considerato catastrofico su scala regionale, ma non planetaria.[2]

Perché i Crateri Secondari sono Rari sulla Terra?

Il Paradosso Atmosferico

Prima di questa scoperta, molti geologi credevano che l’atmosfera terrestre — densa, con 1 bar di pressione — impedisse la formazione di crateri secondari significativi, frammentando o rallentando i blocchi eiettati durante il volo. Su Luna e Marte, dove l’atmosfera è assente o rarefatta, i crateri secondari sono invece comunissimi e costituiscono la maggioranza delle piccole strutture da impatto.[2][4][17]

Il campo del Wyoming dimostra che questa assunzione era troppo semplicistica. Con blocchi sufficientemente grandi (4–8 m) e velocità di eiezione sufficientemente elevate, l’atmosfera terrestre non riesce a rallentare i proiettili abbastanza da impedire la formazione di crateri.[8][4]

Il Problema della Preservazione

Tuttavia, la rarità dei crateri secondari sulla Terra non è solo questione di formazione, ma soprattutto di sopravvivenza. I crateri piccoli (10–80 m) sono strutture effimere: erosione, sedimentazione e attività tettonica le cancellano in poche decine di migliaia di anni. Solo in circostanze straordinariamente fortunate — come quelle del Wyoming permiano — possono sopravvivere per centinaia di milioni di anni.[8][2]

Le condizioni uniche che hanno permesso la conservazione in Wyoming includono:

Seppellimento rapido in ambiente lagunare a bassa energia subito dopo l’impatto.[2][7]
Litificazione da shock: le fratture indotte dall’impatto nel quarzo furono successivamente sigillate da precipitazione di quarzo diagenetico, creando patch più resistenti dell’arenaria circostante.[8]
Riesumazione controllata durante l’Orogenia Laramide (~75 Ma), che sollevò e inclinò gli strati senza distruggere le strutture.[7][8]

Implicazioni Scientifiche

Ricalibrazione delle Cronologie Planetarie

La presenza di crateri secondari sulla Terra apre un problema significativo per la geocronologia da crateri: il metodo di datazione relativa delle superfici planetarie che si basa sul conteggio delle densità crateriche. Se i crateri secondari — non primari — dominano le piccole dimensioni della distribuzione dimensionale, i modelli di produzione devono essere riveduti per tutte le superfici planetarie.[17]

Un Nuovo Strumento per la Ricerca di Crateri Sepolti

La metodologia applicata dal team di Kenkmann — ricostruire la posizione di un cratere primario a partire dalla distribuzione spaziale e dall’orientazione dei crateri secondari — apre una nuova tecnica di indagine applicabile potenzialmente ad altre regioni della Terra. Se esistono altri grandi crateri sepolti con campi secondari parzialmente esposti, potrebbero ora essere identificati con questo approccio.[2][4]

Il Potenziale “Sommerso” della Terra

Brandon Johnson (Purdue University), scienziato planetario esterno allo studio, ha stimato che il campo del Wyoming — con i suoi 60 crateri candidati non ancora confermati — potrebbe da solo rappresentare il 40% di tutti i crateri conosciuti sulla Terra. Questo dato suggerisce quanto sia vasto il potenziale di scoperta ancora nascosto nei sedimenti terrestri.[2]

Stato Attuale della Ricerca (2025)

Al congresso EPSC-DPS 2025 (Helsinki, settembre 2025), Kenkmann e colleghi hanno presentato i risultati aggiornati: il numero di strutture d’impatto confermate da effetti di shock è salito a 46, con oltre 200 candidati aggiuntivi basati sulla morfologia. Il campo si estende ora per almeno 160 × 100 km.[8]

Il team sta attivamente analizzando i dati di perforazione disponibili nell’area del Denver Basin per cercare prove dirette del cratere primario in carotaggio. Vengono utilizzati dataset di geomagnetica e gravimetria dell’USGS e i dati sismici disponibili dalla decennale industria petrolifera locale. Un’eventuale conferma richiederebbe probabilmente una campagna di perforazione scientifica dedicata, analoga a quelle condotte sul cratere di Chicxulub (Messico) o sul cratere di Vredefort (Sudafrica).[14]

Cronologia della Scoperta

Anno	Evento
2017	Prima identificazione dei crateri su Sheep Mountain, Wyoming[2]
2018	Pubblicazione su Scientific Reports: ipotesi iniziale di strewn field[10]
2022	Pubblicazione su GSA Bulletin: riclassificazione come crateri secondari; prima scoperta mondiale di secondari sulla Terra[15][5]
2024	Presentazione EPSC 2024: 31 confermati; campo esteso a 90×40 km; due possibili localizzazioni primario[11]
2025	Presentazione EPSC-DPS 2025: 46 confermati + >200 potenziali; campo 160×100 km; due candidati nominati Gering e Guernsey[8]

Conclusioni

Il campo di crateri secondari del Wyoming è uno dei siti geologici più rilevanti scoperti nel XXI secolo. Dimostra per la prima volta che la Terra non è immune dalla formazione di crateri secondari, rovesciando un’assunzione decennale. Il cratere primario sepolto nel Denver Basin — se confermato con dimensioni di 50–120 km — sarebbe tra i più grandi conosciuti nel Nord America. La ricerca è ancora aperta: l’impatto che 280 milioni di anni fa scosse Pangea attende ancora di essere trovato, nascosto sotto chilometri di roccia sedimentaria nel cuore degli Stati Uniti.

Fonti consultate:

Kenkmann T. et al. (2022) — Secondary cratering on Earth: The Wyoming impact crater field — GSA Bulletin, 134(9-10): 2469. https://pubs.geoscienceworld.org/gsa/gsabulletin/article/134/9-10/2469/611743/Secondary-cratering-on-Earth-The-Wyoming-impact
GSA Press Release 22-07 (2022) — Geological Society of America. https://www.geosociety.org/GSA/News/pr/2022/22-07.aspx geosociety
Phys.org (2022) — Secondary cratering on Earth: The Wyoming impact crater field. https://phys.org/news/2022-02-secondary-cratering-earth-wyoming-impact.html phys
Science (AAAS) (2022) — Evidence of giant asteroid strike may be buried under Wyoming. https://www.science.org/content/article/evidence-giant-asteroid-strike-may-be-buried-under-wyoming science
Scientific News Space (2022) — An ancient impact on Earth led to a cascade of cratering. https://scientific-news.space/2022/space-astronomy/an-ancient-impact-on-earth-led-to-a-cascade-of-cratering/scientific-news
Università di Freiburg — Formation of the large impact crater field in Wyoming, USA (aggiornamento 2025). https://uni-freiburg.de/enr-geology/wyoming/uni-freiburg
EPSC-DPS 2025 Abstract — Kenkmann et al. https://meetingorganizer.copernicus.org/EPSC-DPS2025/EPSC-DPS2025-1664.html meetingorganizer.copernicus
EPSC 2024 Abstract — Secondary cratering: a case study on Earth. https://meetingorganizer.copernicus.org/EPSC2024/EPSC2024-1067.html meetingorganizer.copernicus
ScienceDaily (2022) — Secondary cratering on Earth: The Wyoming impact crater field. https://www.sciencedaily.com/releases/2022/02/220214144030.htm sciencedaily
CraterExplorer (Douglas Crater Strewn Field). https://craterexplorer.ca/douglas-crater-strewn-field/craterexplorer
Edinburgh Research Explorer — The Wyoming impact crater field (PDF). https://www.pure.ed.ac.uk/ws/portalfiles/portal/466088342/b36196.1.pdf pure.ed.ac
PubMed/NCBI (2018) — Evidence for a large Paleozoic Impact Crater Strewn Field in the Rocky Mountains. https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC6125292/pubmed.ncbi.nlm.nih
LiveScience (2022) — This long-lost asteroid impact was so big its debris left more than 30 craters. https://www.livescience.com/long-lost-asteroid-impact-multiple-craters livescience

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Sotto la Toscana un Enorme Sistema Magmatico: lo studio che Ridisegna la Geologia Italiana

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Apríl 24^th 2026 at 06:00

La tomografia da rumore sismico svela un serbatoio di 6.000 km³ tra Larderello e Monte Amiata, paragonabile ai sistemi dei grandi supervulcani mondiali

La Toscana e il suo Supervulcano Invisibile

In dettaglio la scoperta pubblicata su Communications Earth & Environment (aprile 2026). Sotto la Toscana meridionale — tra Larderello, Travale e Monte Amiata — giacciono tra 5.000 e 6.000 km³ di magma e fuso parziale a 8–15 km di profondità, un volume paragonabile ai sistemi crostali dei supervulcani di Yellowstone, Toba e Taup?.

Il Sistema Magmatico Toscano: una Scoperta da 6.000 km³

Sotto i paesaggi di vigneti e borghi medievali della Toscana meridionale si trova uno dei sistemi magmatici più grandi identificati finora nella crosta continentale europea. Uno studio pubblicato nell’aprile 2026 sulla rivista Communications Earth & Environment — pubblicazione del gruppo Nature — ha rilevato tra 5.000 e 6.000 km³ di magma e fuso parziale a profondità comprese tra 8 e 15 chilometri, concentrati nelle aree geotermiche di Larderello, Travale e Monte Amiata.nature+1

La ricerca è stata guidata da Matteo Lupi dell’Università di Ginevra, in collaborazione con l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) e il Consiglio Nazionale delle Ricerche — Istituto di Geoscienze e Georisorse (CNR-IGG). Il team ha impiegato circa sessanta sensori sismici ad alta risoluzione distribuiti sul territorio per raccogliere i dati alla base del modello tridimensionale del sottosuolo.ingv+1

Questi volumi collocano la Provincia Magmatica Toscana (PMT) nella stessa fascia volumetrica dei sistemi crostali che alimentano i grandi supervulcani del pianeta: Yellowstone negli Stati Uniti, Toba in Indonesia, Taup? in Nuova Zelanda.discovermagazine+1

Larderello, la Valle del Diavolo e la Prima Centrale Geotermica del Mondo

L’area di Larderello, nella Toscana meridionale, è nota da secoli per la sua intensa attività geotermica. I vapori che fuoriescono dal sottosuolo — i cosiddetti soffioni boraciferi — avevano fatto guadagnare alla zona il nome storico di Valle del Diavolo.power-technology+1

Nel 1904, il Principe Piero Ginori Conti sfruttò per la prima volta quel vapore per generare elettricità. Nel 1913 fu inaugurata la prima centrale geotermica del mondo, che forniva energia alla rete ferroviaria italiana. Oggi gli impianti del distretto di Larderello producono circa 5.000 GWh l’anno, pari a circa il 10% della produzione geotermica mondiale.reuk.co+1

Nonostante questa lunga storia di sfruttamento energetico, nessuna indagine precedente era riuscita a identificare la sorgente profonda di tanto calore su questa scala. Le indagini sismiche tradizionali avevano rilevato corpi intrusivi superficiali, ma non la straordinaria massa di fuso parziale presente a 8–15 km di profondità.linkinghub.elsevier+1

La Tecnica: la Tomografia da Rumore Sismico Ambientale

La scoperta è stata resa possibile dall’applicazione della tomografia da rumore sismico ambientale (Ambient Noise Tomography, ANT). Si tratta di una tecnica che non dipende dai terremoti come sorgente sismica, ma sfrutta le vibrazioni continue della Terra generate da onde oceaniche, vento e attività antropica.ciei.colorado+1

Il principio fisico è semplice: le onde sismiche si propagano attraverso la roccia a velocità dipendenti dalla densità e dallo stato del materiale attraversato. Dove il materiale è parzialmente fuso o contiene fluidi magmatici, le onde sismiche rallentano in modo significativo. Misurando queste anomalie di velocità su una rete di stazioni sismiche, è possibile ricostruire un’immagine tridimensionale della struttura interna della crosta.academic.oup+1

I ricercatori hanno rilevato zone a bassa velocità con anomalie superiori al 20–30% rispetto alla crosta normale, interpretate come accumuli di roccia parzialmente fusa. La tecnica è non invasiva, a basso costo e senza impatto ambientale. Come sottolinea Gilberto Saccorotti dell’INGV: «La tomografia del rumore sismico ambientale, esplorando il sottosuolo rapidamente, a basso costo e senza impatto ambientale, può essere uno strumento chiave per la transizione energetica».ingv

Un Sistema Magmatico Senza Vulcano: Perché era Rimasto Nascosto

Il paradosso della Provincia Magmatica Toscana è l’assenza quasi totale di segnali superficiali tipici dei grandi sistemi magmatici. Nessuna caldera visibile, nessuna eruzione recente di rilievo, nessuna deformazione anomala del suolo.discovermagazine

Le ragioni di questa “invisibilità” sono di natura geologica. Il magma della PMT è altamente silicico, con un contenuto di SiO? superiore al 65%. Questa composizione lo rende molto viscoso e poco incline a risalire verso la superficie. L’ultima attività vulcanica significativa nella regione risale a centinaia di migliaia di anni fa. Il magma ha preferito restare in profondità, raffreddandosi lentamente in forma di grandi intrusioni plutoniche.alexstrekeisen+2

Come afferma il prof. Lupi: «Sapevamo che questa regione è geotermicamente attiva, ma non avremmo immaginato che contenesse un volume di magma così grande, comparabile a quello dei sistemi supervulcanici». La scoperta, sottolinea lo studio, non cambia una valutazione di pericolosità. Cambia un’assunzione: grandi sistemi magmatici possono esistere a questa scala sotto paesaggi che non mostrano quasi nulla in superficie, e possono passare inosservati finché non viene applicato il metodo giusto.ingv+1

Nessun Rischio Vulcanico, ma un Potenziale Energetico Inedito

Lo studio è esplicito su un punto: la scoperta non rappresenta un nuovo rischio vulcanico per la Toscana. Grandi volumi di magma possono persistere nella crosta per periodi geologici estremamente lunghi senza dar luogo a eruzioni. Il magma toscano è in uno stato di stagnazione a lungo termine, e l’espressione dominante del sistema è termica — geotermica — non vulcanica.discovermagazine+1

Le implicazioni pratiche indicate dagli autori riguardano invece la produzione di energia e l’estrazione di materie prime critiche. La conferma di un sistema magmatico di queste dimensioni suggerisce un potenziale geotermico superiore a quanto finora stimato per la regione. Una mappatura più precisa delle sorgenti di calore profonde potrà orientare lo sviluppo di nuovi impianti.scintilena+1

Litio e Terre Rare: le Risorse del Sottosuolo Toscano

Un’implicazione rilevante per la transizione energetica riguarda la presenza di litio e terre rare in prossimità di sistemi magmatici profondi. I graniti della PMT sono noti per il loro alto contenuto di litio: fino a 350 µg/g nelle biotiti e fino a 1.000 µg/g nelle apliti dell’Isola d’Elba. I fluidi geotermici ad alta entalpia di Larderello e Monte Amiata possono contenere fino a 480 mg/L di litio in soluzione.iris.cnr+1

La scoperta di un serbatoio magmatico così esteso apre la prospettiva di estrarre litio direttamente dai fluidi geotermici già in circolazione negli impianti esistenti e di individuare depositi di elementi delle terre rare nelle zone di contatto tra magma e crosta. La formazione di tali depositi critici è strettamente connessa all’attività dei sistemi magmatici profondi della stessa tipologia appena identificata sotto la Toscana.ingv+1

Le Domande Aperte

Diversi aspetti richiedono ulteriori indagini. Il serbatoio sotto Monte Amiata cade ai margini del modello attuale e necessita di una caratterizzazione più dettagliata. La percentuale esatta di magma liquido rispetto al magma mush — il miscuglio di cristalli solidi e fuso parziale che struttura questi serbatoi — è cruciale per i modelli di sfruttamento energetico. La connettività profonda tra i sub-sistemi di Larderello, Travale e Monte Amiata non è ancora completamente risolta.scintilena+2

La tecnica ANT potrebbe inoltre rivelare sistemi analoghi in altre regioni del mondo caratterizzate da estensione crostale o back-arc — come il Mar Tirreno, i Carpazi o il Basin and Range nordamericano. Come conclude lo studio, sotto la crosta terrestre ci sono probabilmente molti altri sistemi di questo tipo, ancora non identificati perché nessuno ha ancora puntato il metodo giusto nella direzione giusta.discovermagazine

Riferimento bibliografico:
Lupi M., Stumpp D., Cabrera-Pérez I. et al. — High-enthalpy Larderello geothermal system, Italy, powered by thousands of cubic kilometres of mid-crustal magma — Communications Earth & Environment 7, 269 (2026). DOI: 10.1038/s43247-026-03334-0

Fonti consultate

Nature / Communications Earth & Environment — Studio originale: https://www.nature.com/articles/s43247-026-03334-0
INGV — Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia — Comunicato stampa ufficiale: https://www.ingv.it/en/stampa-urp/ufficio-stampa/comunicati-stampa/geotermia-la-toscana-custodisce-enormi-serbatoi-di-magma
Phys.org — Articolo divulgativo: https://phys.org/news/2026-04-super-magma-reservoirs-beneath-tuscany.html
Discover Magazine — Articolo divulgativo: https://www.discovermagazine.com/massive-magma-reservoir-comparable-in-size-to-yellowstone-discovered-beneath-tuscany-48961
EGU25 — European Geosciences Union — Abstract del convegno: https://meetingorganizer.copernicus.org/EGU25/EGU25-16194.html
Eos / AGU — Geotermia e sismicità indotta in Toscana: https://eos.org/science-updates/does-geothermal-exploitation-trigger-earthquakes-in-tuscany
Power Technology — Storia di Larderello: https://www.power-technology.com/features/oldest-geothermal-plant-larderello/
ThinkGeoEnergy — 120 anni di geotermia a Larderello: https://www.thinkgeoenergy.com/larderello-italy-celebrates-120-years-of-geothermal-electricity-generation/
CNR-IRIS — Litio in Italia: https://iris.cnr.it/handle/20.500.14243/419847
Source International — Litio in Italia e impatto sui territori: https://www.source-international.org/news/discovered-lithium-in-italy-how-could-this-impact-lands-and-lives
Università di Berna / Alex Strekeisen — Provincia Magmatica Toscana: https://www.alexstrekeisen.it/english/provincie/tuscan.php
Scintilena — Articolo correlato su Yellowstone: https://www.scintilena.com/yellowstone-nuova-ricerca-rivela-come-la-tettonica-profonda-alimenta-il-sistema-magmatico-del-supervu…
PMC / NCBI — Deformazione dei sistemi magmatici caldi e freddi: https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC11718178/

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Serbatoi magmatici sotto la Toscana: nuova luce sul potenziale geotermico e le risorse del sottosuolo

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 17^th 2026 at 06:00

Un team internazionale svela riserve profonde di fluidi magmatici tra Larderello e il Monte Amiata, aprendo nuove prospettive per l’energia e le materie prime strategiche

Serbatoi magmatici toscani: la scoperta

Un team internazionale di ricercatori ha identificato vasti serbatoi ricchi di fluidi magmatici nel sottosuolo della Toscana, nelle aree geotermiche di Larderello e del Monte Amiata. Lo studio è stato pubblicato sulla rivista scientifica Communications Earth & Environment del gruppo Nature.[1][2]

I corpi magmatici individuati si trovano a profondità comprese tra 8 e 15 chilometri sotto la crosta terrestre. I volumi stimati raggiungono migliaia di chilometri cubi. Si tratta di dimensioni ben al di sopra di quanto finora ipotizzato per quest’area, anche se la Toscana è da oltre un secolo una delle regioni geotermiche più attive d’Europa.[3][4][5][6]

Il coordinatore dello studio è Matteo Lupi, geofisico dell’Università di Ginevra, che ha guidato un gruppo di ricercatori provenienti da diversi Paesi, tra cui Italia, Svizzera e altri partner europei. La ricerca ha coinvolto anche l’INGV (Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia) e il CNR (Consiglio Nazionale delle Ricerche).[2][7][8]

Tomografia da rumore sismico: la tecnica che ha reso possibile l’indagine

La chiave metodologica della scoperta è stata l’applicazione della tomografia da rumore sismico ambientale (ambient noise tomography). Questa tecnica sfrutta le vibrazioni naturali della Terra — generate da oceani, vento, traffico e altre sorgenti — per costruire immagini tridimensionali del sottosuolo.[9][10]

A differenza delle tecniche sismiche attive, che richiedono esplosioni o vibroseis per generare le onde, la tomografia da rumore ambientale è completamente non invasiva. Non produce impatti ambientali diretti e ha costi operativi contenuti rispetto ad altri metodi di indagine profonda.[11][9]

Le stazioni sismiche distribuite sul territorio toscano hanno registrato il rumore di fondo per un periodo prolungato. I dati sono stati poi elaborati con algoritmi avanzati che estraggono le funzioni di correlazione tra stazioni, ricavando la velocità delle onde sismiche nel sottosuolo. Le anomalie di velocità corrispondono a zone con presenza di fusi o fluidi magmatici, permettendo di mapparne distribuzione e volume.[10][9]

Questo approccio ha permesso ai ricercatori di “vedere” strutture profonde che le indagini precedenti non avevano potuto delineare con precisione. L’uso diffuso di questa tecnica in aree geotermiche è relativamente recente e la sua applicazione alla Toscana ha prodotto risultati di particolare rilievo scientifico.[1][2]

Il contesto: la geotermia toscana ha radici storiche profonde

La Toscana è storicamente la culla della geotermia industriale mondiale. A Larderello, in provincia di Pisa, nel 1904 si produsse per la prima volta al mondo elettricità da calore geotermico. Oggi quella stessa area ospita centrali che producono circa il 30% del fabbisogno elettrico regionale della Toscana, con una potenza installata superiore a 900 MW.[5][6][12][13]

Il campo geotermico di Larderello-Travale è tra i più estesi al mondo per produzione di energia da vapore naturale. Il Monte Amiata, nell’area senese e grossetana, costituisce il secondo polo geotermico toscano, anch’esso sfruttato da decenni. Nonostante secoli di attività e decenni di sfruttamento industriale, il sottosuolo di questa regione continua a riservare elementi non ancora completamente compresi dalla comunità scientifica.[12][14][15][3]

Potenziale geotermico: nuove prospettive per la transizione energetica

La presenza di serbatoi magmatici di queste dimensioni suggerisce un potenziale energetico superiore a quanto fin qui stimato per la regione. I fluidi magmatici profondi alimentano i sistemi idrotermali superficiali che sono alla base degli impianti geotermici esistenti. Una migliore comprensione delle sorgenti di calore profonde può orientare lo sviluppo di nuove strategie di sfruttamento.[16][17]

In Europa si discute con crescente interesse dei cosiddetti sistemi geotermici avanzati (EGS – Enhanced Geothermal Systems), che permettono di produrre energia anche in aree non naturalmente permeabili, portando le tecnologie geotermiche ben oltre i bacini idrotermali tradizionali. La Toscana, con la presenza di serbatoi così vasti e profondi, potrebbe diventare un laboratorio naturale per sperimentare e sviluppare queste tecnologie.[14][18][19]

Il Piano di Gestione Geotermica della Toscana punta a incrementare la capacità installata nei prossimi anni, in linea con gli obiettivi europei di decarbonizzazione. Questa scoperta fornisce una base scientifica più solida per progettare eventuali interventi futuri.[19]

Materie prime critiche: litio e terre rare nei sistemi magmatici profondi

Oltre all’energia, lo studio apre prospettive di ricerca nel campo delle materie prime strategiche. I sistemi magmatici profondi sono ambienti favorevoli alla concentrazione di elementi come il litio, il boro e alcune terre rare, fondamentali per la produzione di batterie, dispositivi elettronici e tecnologie per le energie rinnovabili.[20][21]

In Italia, il tema dell’estrazione di litio dalle brine geotermiche è già oggetto di studio e sperimentazione. Il Ministero dell’Ambiente e della Sicurezza Energetica ha avviato confronti con le imprese del settore geotermico per valutare il potenziale estrattivo. Le brine calde che circolano nei sistemi geotermici toscani contengono concentrazioni di litio che, in alcuni siti, potrebbero risultare economicamente interessanti.[21][22][20]

La connessione tra i serbatoi magmatici profondi individuati dallo studio e i fluidi geotermici di superficie è un campo di ricerca in rapida evoluzione. Comprendere meglio questi legami potrebbe aprire a una sfruttamento integrato: energia e materie prime dallo stesso sistema naturale.[3][1]

Implicazioni scientifiche e sicurezza

I ricercatori hanno chiarito che la presenza di questi serbatoi non rappresenta un rischio vulcanico immediato per la popolazione toscana. I fluidi magmatici a profondità di 8-15 km non sono paragonabili ai sistemi vulcanici attivi come quelli dei Campi Flegrei o del Vesuvio. La Toscana non è classificata tra le zone ad alto rischio eruttivo in Italia.[15][23][24]

Lo studio contribuisce a migliorare i modelli di rischio geofisico regionali, utili sia per la pianificazione geotermica che per la valutazione della sismicità locale. La sismicità indotta dalle attività geotermiche è un tema già monitorato dall’INGV nelle aree di Larderello e del Monte Amiata. Una conoscenza più precisa delle strutture profonde permette di affinare queste analisi.[7][8][18]

Fonti consultate

EurekAlert! / AAAS – Super magma reservoirs discovered beneath Tuscany (13 aprile 2026): https://www.eurekalert.org/news-releases/1123776
Università di Ginevra (UNIGE) – Super Magma Reservoirs Discovered Beneath Tuscany (13 aprile 2026): https://www.unige.ch/medias/en/2026/des-super-reservoirs-de-magma-decouverts-sous-la-toscane
INGV – La Toscana custodisce enormi serbatoi di magma (13 aprile 2026): https://www.ingv.it/stampa-urp/ufficio-stampa/comunicati-stampa/geotermia-la-toscana-custodisce-enormi-serbatoi-di-magma
CNR – La Toscana custodisce enormi accumuli di magma (14 aprile 2026): https://www.cnr.it/it/nota-stampa/n-14276/la-toscana-custodisce-enormi-accumuli-di-magma
Greenreport.it – Geotermia, nel sottosuolo della Toscana si nascondono migliaia di km cubi di fluidi magmatici (13 aprile 2026): https://www.greenreport.it/news/nuove-energie/61195-geotermia-nel-sottosuolo-della-toscana-si-nascondono-migliaia-di-km-cubi-di-fluidi-magmatici
Corriere Toscano – Enormi serbatoi di magma in Toscana, la scoperta dei ricercatori (13 aprile 2026): https://corrieretoscano.it/toscana/cronaca/masse-magmatiche-enormi-larderello-toscana-monte-amiata-ricercatori/
InSaluteNews – Scoperti enormi serbatoi magmatici sotto la Toscana (13 aprile 2026): https://www.insalutenews.it/in-salute/scoperti-enormi-serbatoi-magmatici-sotto-la-toscana-nuove-speranze-per-la-transizione-energetica/
ARPAT Toscana – Centrali geotermiche in Toscana: https://www.arpat.toscana.it/temi-ambientali/sistemi-produttivi/impianti-di-produzione-di-energia/geotermia/centrali-geotermiche
UNMIG/MASE – Estrazione di litio da brine geotermiche: potenzialità e sfide future (26 giugno 2024): https://unmig.mase.gov.it/estrazione-di-litio-da-brine-geotermiche/
INGV Terremoti – Geotermia ed EGS: la sismicità indotta dalle operazioni geotermiche (1 luglio 2021): https://ingvterremoti.com/2021/07/01/geotermia-ed-egs-la-sismicita-indotta-dalle-operazioni-geotermiche/
Wikipedia – Larderello: https://it.wikipedia.org/wiki/Larderello
TVSvizzera.it – La Toscana seduta sopra a un’enorme quantità di magma, ma niente paura (15 aprile 2026): https://www.tvsvizzera.it/tvs/relazioni-italo-svizzere/la-toscana-seduta-sopra-a-unenorme-quantita-di-magma-ma-niente-paura
Greenreport.it – Geotermia: obiettivi di sviluppo in Toscana (10 dicembre 2025): https://www.greenreport.it/news/nuove-energie/59147-geotermia-quali-obiettivi-di-sviluppo-in-toscana-lo-spiega-il-programma-di-gestione-geotermica

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Perforare il cuore dei vulcani: per la prima volta gli scienziati puntano a studiare il magma vivo dall’interno

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 14^th 2026 at 10:00

Un gruppo internazionale di ricercatori ha pubblicato su Nature i risultati di uno studio inedito che ricostruisce le condizioni reali di una camera magmatica attiva. Il traguardo apre la strada al Krafla Magma Testbed, il primo osservatorio permanente al mondo direttamente nel magma.

Il vulcano come laboratorio: il campo vulcanico di Krafla

Il vulcano Krafla, nel nord-est dell’Islanda, si trova su una delle zone geologicamente più attive del pianeta: il margine della Dorsale Medio-Atlantica, dove la crosta terrestre è insolitamente sottile e il magma sale vicino alla superficie. Questa caratteristica lo ha reso uno dei siti vulcanici più studiati al mondo, con circa trenta eruzioni nell’ultimo millennio e un campo geotermico attivo da decenni.[1][2][3][4]

Proprio questa peculiarità geologica ha trasformato Krafla nel teatro di uno degli episodi più significativi nella storia della vulcanologia moderna: l’incontro accidentale con una camera magmatica a soli 2.094 metri di profondità.[5][6]

Il pozzo IDDP-1: un incidente che ha cambiato la scienza

Nel 2009, nell’ambito dell’Iceland Deep Drilling Project (IDDP), la compagnia energetica islandese Landsvirkjun stava perforando un pozzo geotermico con l’obiettivo di raggiungere i 4.500 metri di profondità, alla ricerca di fluidi idrotermali supercritici. La punta della trivella si spezzò a soli 2.094 metri quando intercettò, del tutto inaspettatamente, un corpo magmatico riolítico attivo.[6][7][8][5]

I fluidi di perforazione freddi versarono acqua sul magma incandescente — a circa 900–1.000 °C — raffreddandolo istantaneamente in minuscoli frammenti di vetro vulcanico. Il pozzo fu abbandonato dopo che l’ossidiana solidificata ostruì i 20 metri inferiori del foro. Quell’incidente, però, dimostrò qualcosa di fondamentale: penetrare una camera magmatica non aveva scatenato alcuna eruzione. Era possibile avvicinarsi al magma vivo senza provocare catastrofi.[7][9][10][11]

Lo studio su Nature del 2026: decodificare il magma

A marzo 2026, la vulcanologa Dr. Janine Birnbaum dell’Università Ludwig-Maximilians di Monaco ha guidato un team internazionale nella pubblicazione su Nature del primo studio capace di ricostruire le condizioni termodinamiche reali all’interno di quella camera magmatica.[12][13]

Il problema era apparentemente insormontabile. I frammenti di vetro vulcanico recuperati nel 2009 presentavano una composizione anomala: contenevano meno gas disciolto di quanto atteso in base alle pressioni e temperature della camera. Questa distorsione era il risultato delle reazioni chimiche e fisiche avvenute nei cinque minuti in cui il magma si era raffreddato dalla fase liquida (~900 °C) alla vetrificazione (~520 °C).[10][13][14]

Il team ha sviluppato un modello numerico del disequilibrio cinetico per simulare quel processo e “invertire” le distorsioni. Come ha spiegato la stessa Birnbaum: “È come una foto sfocata. Ma se conosciamo il tempo di esposizione e la velocità del sistema, possiamo ricostruire da dove è partito.”[10]

Il risultato ha dimostrato che il magma di Krafla era conservato a pressioni dei volatili significativamente più elevate di quanto stimato in precedenza. Questo dato ribalta alcune assunzioni consolidate sulla struttura delle camere magmatiche riolítiche e ha implicazioni dirette per la comprensione dei meccanismi che innescano le eruzioni esplosive.[13][14]

Il Krafla Magma Testbed: un osservatorio dentro il vulcano

Lo studio di Birnbaum non è un punto di arrivo, ma la base scientifica di un progetto ben più ambizioso: il Krafla Magma Testbed (KMT). Si tratta del primo tentativo sistematico di stabilire un osservatorio permanente direttamente all’interno di una camera magmatica attiva, con l’obiettivo di installare sensori che misurino in tempo reale temperatura, pressione, composizione e dinamica dei gas.[2][15][16][17]

Il KMT coinvolge attualmente 38 istituti di ricerca e aziende di 11 Paesi, tra cui l’Italia con l’INGV, l’Islanda, la Germania, il Regno Unito, il Canada e la Nuova Zelanda. Nel 2024, il progetto si è costituito come ente no-profit indipendente e ha firmato un accordo formale con il governo islandese e le principali compagnie energetiche del Paese.[18][19][20]

Il piano prevede il primo pozzo deliberato nel magma — denominato KMT-1 — a una profondità di circa 2,1 km, sulla traccia di IDDP-1. Il primo simposio internazionale del progetto si è tenuto a Monaco di Baviera il 10-12 aprile 2026.[21][22][23]

Monitoraggio vulcanico e sicurezza: misure dirette invece di segnali indiretti

Oggi circa 800 milioni di persone vivono entro 100 km da vulcani attivi pericolosi. I metodi di monitoraggio attuali — sismometri, GPS, misure di gas in superficie, satelliti InSAR — forniscono segnali indiretti che spesso risultano chiari solo a posteriori.[24][25][26][27]

Sensori inseriti direttamente nel magma permetterebbero di rilevare variazioni di pressione dei volatili, movimenti di fluidi e anomalie termiche settimane o mesi prima che emergano segnali in superficie. Conoscere il contenuto reale di H?O e CO? disciolti nel magma è la chiave per distinguere eruzioni effusive da eruzioni esplosive, che dipendono proprio dalla velocità con cui questi gas si liberano dal fuso.[28][29][30][13]

La frontiera energetica: geotermia supercritica vicino al magma

Accanto alle finalità scientifiche, il KMT esplora anche un potenziale energetico inedito. La prossimità al magma produce fluidi supercritici — uno stato fisico in cui l’acqua, a pressioni superiori a 221 bar e temperature oltre i 374 °C, trasporta un’entalpia enormemente superiore al vapore geotermico convenzionale.[8][31]

Il pozzo IDDP-1, pur nella sua breve vita operativa, aveva già prodotto vapore a 440 °C con un’entalpia specifica di 3.200 kJ/kg. I geotermisti stimano che sistemi near-magma possano generare da 10 a 100 volte l’energia di un pozzo geotermico tradizionale per metro perforato.[19][31][32]

Verso un nuovo capitolo della vulcanologia

Il progetto è ancora in fase di avvio e le sfide tecnologiche sono significative: i fluidi geotermici supercritici vicino al magma sono altamente corrosivi, ricchi di acido cloridrico e silice disciolta, e richiedono materiali e connessioni di rivestimento che non esistono ancora nella pratica standard.[17][33]

Lo studio di Birnbaum su Nature ha fornito il primo quadro teorico per progettare sensori capaci di misurare le condizioni originarie del magma, e non quelle distorte dall’impatto della perforazione. Il passo successivo è tradurre questi modelli in strumenti fisici in grado di sopravvivere nel cuore di un vulcano.[34][35]

Per secoli, la vulcanologia ha studiato i vulcani dall’esterno. Il Krafla Magma Testbed e i risultati pubblicati su Nature nel 2026 aprono la prospettiva di osservarli dall’interno.[15][30][28]

Fonti

Birnbaum et al. (2026), “Disequilibrium response to tapping crustal magma reveals storage conditions”, Nature. DOI: 10.1038/s41586-026-10317-w — https://www.nature.com/articles/s41586-026-10317-w[12]
LMU München – “Unravelling active magma by drilling in the heart of volcanoes” (marzo 2026) — https://www.lmu.de/en/newsroom/news-overview/news/unravelling-active-magma-by-drilling-in-the-heart-of-volcanoes-2e5d6d90.html[13]
Phys.org – “Unraveling active magma by drilling in the heart of volcanoes” (marzo 2026) — https://phys.org/news/2026-03-unraveling-magma-drilling-heart-volcanoes.html[10]
EurekAlert – “Unravelling active magma by drilling in the heart of volcanoes” (marzo 2026) — https://www.eurekalert.org/news-releases/1121626[30]
Krafla Magma Testbed – Sito ufficiale — https://kmt.is[15]
KMT, Iceland – ICDP International Continental Scientific Drilling Program — https://www.icdp-online.org/projects/by-continent/europe/kmt-iceland/[1]
BBC News – “Volcano power: Icelandic scientists plan to drill down to magma” (ottobre 2024) — https://www.bbc.com/news/articles/c1e8q4j1yygo[3]
New Atlas – “Drilling into magma: Risky plan takes geothermal to the extreme” (maggio 2024) — https://newatlas.com/energy/kmt-magma-geothermal-supercritical/[2]
INGV – “In Iceland the first magma observatory in the world” (settembre 2021) — https://ingv.it/en/urp-press/Press-office/Press-releases/the-first-magmatic-observatory-in-the-world-in-Iceland[36]
INGV Pisa – “Perforare una camera magmatica: la nuova frontiera” (luglio 2022) — https://www.pi.ingv.it/perforare-una-camera-magmatica-la-nuova-frontiera-della-ricerca-nei-campi-della-vulcanologia-e-dellenergi[19]
AAPG Explorer – “Drilling into Magma” (gennaio 2025) — https://www.aapg.org/news-and-media/details/explorer/articleid/68758/drilling-into-magma[6]
IRIS/Landsbokasafn – “Supercritical fluids around magmatic intrusions: IDDP-1 at Krafla” — https://iris.landsbokasafn.is/en/publications/supercritical-fluids-around-magmatic-intrusions-iddp-1-at-krafla-/[32]
ThinkGeoEnergy – “Iceland magma research initiative secures key funding and support” (settembre 2024) — https://www.thinkgeoenergy.com/iceland-magma-research-initiative-secures-key-funding-and-support/[20]

Fonti
[1] KMT, Iceland https://www.icdp-online.org/projects/by-continent/europe/kmt-iceland/
[2] Drilling into magma: Risky plan takes geothermal to … https://newatlas.com/energy/kmt-magma-geothermal-supercritical/
[3] Volcano power: Icelandic scientist plan to drill down to magma – BBC https://www.bbc.com/news/articles/c1e8q4j1yygo
[4] 3D Model of the Shallow Crustal Density Distribution of the Krafla Volcanic System in Iceland https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2025JB031670
[5] [PDF] The IDDP Success Story – International Geothermal Association (IGA) https://www.worldgeothermal.org/pdf/IGAstandard/WGC/2020/37000.pdf
[6] Drilling into Magma https://www.aapg.org/news-and-media/details/explorer/articleid/68758/drilling-into-magma
[7] Krafla Magma Drilling Project https://geo.au.dk/en/research/research-areas/department-groups/earth-system-petrology/show/artikel/krafla-magma-drilling-project
[8] L’ultima frontiera della geotermia: elettricità dal magma dei … https://www.greenreport.it/news/green-economy/9195-lultima-frontiera-della-geotermia-elettricita-dal-magma-dei-vulcani
[9] Textural and geochemical window into the IDDP-1 rhyolitic melt, Krafla, Iceland, and its reaction to drilling https://pubs.geoscienceworld.org/gsabulletin/article/133/9-10/1815/593788/Textural-and-geochemical-window-into-the-IDDP-1
[10] Unraveling active magma by drilling in the heart of volcanoes https://phys.org/news/2026-03-unraveling-magma-drilling-heart-volcanoes.html
[11] Scientists Unveil Radical Plan to Drill Into a Volcano For Near … https://www.sciencealert.com/scientists-unveil-radical-plan-to-drill-into-a-volcano-for-near-unlimited-energy
[12] Disequilibrium response to tapping crustal magma reveals storage conditions https://www.nature.com/articles/s41586-026-10317-w
[13] Unravelling active magma by drilling in the heart of volcanoes https://www.lmu.de/en/newsroom/news-overview/news/unravelling-active-magma-by-drilling-in-the-heart-of-volcanoes-2e5d6d90.html
[14] Disequilibrium response to tapping crustal magma reveals storage … https://ideas.repec.org/a/nat/nature/v652y2026i8109d10.1038_s41586-026-10317-w.html
[15] Krafla Magma Testbed https://kmt.is
[16] About – KMT https://kmt.is/about/
[17] Krafla Magma Testbed: an International In-situ Magma Laboratory for the Future https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/2018EGUGA..2019545S/abstract
[18] World’s top magma minds embark on journey into molten Earth https://kmt.is/wp-content/uploads/2024/01/Krafla-press-release_FINAL-website.pdf
[19] Perforare una camera magmatica: la nuova frontiera della ricerca … https://www.pi.ingv.it/perforare-una-camera-magmatica-la-nuova-frontiera-della-ricerca-nei-campi-della-vulcanologia-e-dellenergia-geotermica/
[20] Iceland magma research initiative secures key funding and … https://www.thinkgeoenergy.com/iceland-magma-research-initiative-secures-key-funding-and-support/
[21] Interview – Exploring new frontiers of magma energy with … https://www.thinkgeoenergy.com/interview-exploring-new-frontiers-of-magma-energy-with-kmt/
[22] Magma for Power Plants? Harvesting Earth’s Molten Underworld https://eepower.com/tech-insights/magma-for-power-plants-harvesting-earths-molten-underworld/
[23] News – KMT https://kmt.is/category/news/
[24] MAGMA: Magma Accommodation and Ground Movement Analysis https://environment.leeds.ac.uk/dir-record/research-projects/2092/magma-magma-accommodation-and-ground-movement-analysis
[25] [PDF] Global Volcano Model Network: collaborative volcanology for … https://www.preventionweb.net/files/45270_034.pdf?startDownload=true
[26] Report Identifies Grand Challenges for Scientific Community to … https://www.nationalacademies.org/news/report-identifies-grand-challenges-for-scientific-community-to-better-prepare-for-volcanic-eruptions
[27] Previsione e monitoraggio dei rischi vulcanici | FP7 | CORDIS https://cordis.europa.eu/article/id/155856-volcanic-prediction-and-monitoring/it
[28] Drilling Into a Volcano | Earth Science Article for Students https://scienceworld.scholastic.com/issues/2024-25/082624/drilling-into-volcano.html
[29] Implementing the Krafla Magma Testbed (KMT) https://meetingorganizer.copernicus.org/EGU23/EGU23-7958.html
[30] Unravelling active magma by drilling in the heart of volcanoes https://www.eurekalert.org/news-releases/1121626
[31] I 5 perché: produrre energia dai vulcani – The Future Of https://the-future-of.it/i-5-perche-produrre-energia-dai-vulcani/
[32] Supercritical fluids around magmatic intrusions: IDDP-1 at … https://iris.landsbokasafn.is/en/publications/supercritical-fluids-around-magmatic-intrusions-iddp-1-at-krafla-/
[33] Utilization of the Hottest Well in the World, IDDP-1 in Krafla https://www.academia.edu/68821884/Utilization_of_the_Hottest_Well_in_the_World_IDDP_1_in_Krafla
[34] Constraining the response of magma to drilling at Krafla, Iceland https://gepris.dfg.de/gepris/projekt/560559274?language=en
[35] Janine Birnbaum’s Magma Study at Krafla’s IDDP1 Hole – LinkedIn https://www.linkedin.com/posts/ben-kennedy-6b27329a_disequilibrium-response-to-tapping-crustal-activity-7442765489887617024-pfln
[36] In Iceland the first magma observatory in the world – INGV https://ingv.it/en/urp-press/Press-office/Press-releases/the-first-magmatic-observatory-in-the-world-in-Iceland
[37] 01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/86d36e7b-fb33-423c-9ed5-5859bb837351/01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt
[38] 02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/35124a74-892b-451f-9c91-aa405245406d/02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt
[39] 03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/2e8b1d27-c01e-4793-9b8a-e405da6de545/03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt

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Sicilia, I Karren della Dorsale Mesozoica e la Grotta del Lauro al Centro del Convegno dei Geologi di Sicilia

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 13^th 2026 at 09:00

Carsismo e risorse idriche nei Nebrodi: geologia, paesaggio e tutela dell’acqua si incontrano ad Alcara Li Fusi

Il convegno: geologi siciliani e fenomeni carsici in Provincia di Messina

L’Ordine Regionale dei Geologi di Sicilia ha organizzato un convegno dal titolo “Acqua e Territorio nei Nebrodi”, svoltosi il 28 e 29 marzo 2026 nel borgo di Alcara Li Fusi (Messina). La due giorni ha messo al centro il tema dell’acqua in tutte le sue implicazioni: geologiche, idrogeologiche, normative e amministrative. La parte scientifica si è tenuta il 28 marzo, con relazioni dedicate all’idrogeologia dell’area e ai fenomeni carsici in Provincia di Messina, con particolare attenzione al territorio di Alcara Li Fusi. Il giorno successivo i partecipanti hanno visitato il Centro di Osservazione dei Grifoni e compiuto un trekking sulle pendici della dorsale mesozoica Longi-Taormina, dove è possibile osservare direttamente i karren — le caratteristiche scanalature di dissoluzione calcarea — che modellano i versanti delle Rocche del Crasto. L’organizzazione ha beneficiato della collaborazione dell’associazione Sicilia Ambiente, attiva nel borgo di Alcara Li Fusi.[1][2][3]

La dorsale Longi-Taormina: calcari liassici e carsismo mesozoico

I fenomeni carsici dei Nebrodi e dei Peloritani si sviluppano su una fascia di affioramenti carbonatici mesozoici che attraversa la Sicilia nord-orientale da San Fratello fino a Taormina: la dorsale Longi-Taormina. Questa struttura appartiene all’Unità tettonica Longi-Taormina, la parte più frontale delle falde Calabridi, sovrascorsa verso sud-ovest sulle formazioni flyschioidi dei Nebrodi. Questi calcari si distinguono nettamente — per aspetto e comportamento idrogeologico — dai flysch argillosi e arenacei che costituiscono la gran parte del paesaggio nebrodico.[4]

Le rocce protagoniste del carsismo sono i calcari neri e massivi di Longi: calcari liassici (Sinemuriano-Pliensbachiano, circa 190-175 milioni di anni fa), depositatisi in un ambiente di piattaforma carbonatica di acque basse con facies bioclastiche e ooliti. Il loro spessore supera i 500 metri in molti settori. Sopra di essi si trovano i calcari pelagici marnosi del Medolo, la Maiolica selcifera e la Scaglia, completando una successione che documenta il passaggio da ambienti di piattaforma ad acque profonde durante il Mesozoico. La purezza chimica di questi calcari — con alto contenuto in calcite — li rende particolarmente suscettibili alla dissoluzione in presenza di acqua e anidride carbonica.[5][4]

Il meccanismo del carsismo: acqua, CO? e dissoluzione progressiva

Il carsismo è un processo di dissoluzione chimica della roccia calcarea. L’acqua piovana, assorbendo CO? atmosferica e quella prodotta dalla decomposizione della materia organica nel suolo, diventa acido carbonico debole. Questo acido attacca il CaCO? trasformandolo in bicarbonato di calcio, solubile e asportabile. La reazione è reversibile: nelle grotte, dove la CO? viene perduta, il carbonato si riprecipita generando stalattiti, stalagmiti e altre concrezioni.[6][7][5]

Perché il carsismo si sviluppi in modo significativo, devono coesistere quattro condizioni: rocce carbonatiche solubili, fratturazione del mezzo roccioso, precipitazioni adeguate e un gradiente idraulico che permetta il ricambio delle acque. Nella dorsale di Alcara Li Fusi tutte e quattro le condizioni sono soddisfatte: i calcari liassici sono intensamente tettonizzati; le precipitazioni medie raggiungono 800-1.000 mm annui; i versanti ripidi assicurano gradienti idraulici elevati.[7][4]

I Karren della Rocca: le morfologie carsiche superficiali

I karren — o lapiaz — sono le morfologie carsiche epigee più visibili sui versanti calcarei della dorsale Longi-Taormina. Si tratta di solchi, scanalature, gallerie e vaschette di corrosione incisi sulla superficie dei calcari dall’azione dell’acqua piovana nel corso di decine di migliaia di anni. I karren si classificano in base al grado di copertura del suolo:[8][9]

Karren liberi su roccia nuda: scanalature rettilinee (Rillenkarren), solchi e docce di corrosione, lame aguzze;
Karren semiliberi: vaschette di corrosione (Kamenitza), piccole cavità subcircolari a fondo piatto colme d’acqua dopo le piogge;
Karren coperti: forme arrotondate (Rundkarren) sviluppate sotto il suolo, prive di creste aguzze.

Sui versanti delle Rocche del Crasto, l’escursione del convegno ha permesso di osservare questi solchi direttamente sulla roccia affiorante, testimoniando un’attività carsica tuttora in corso. Le Rocche del Crasto sono un massiccio calcareo che raggiunge i 1.315 m s.l.m. con pareti verticali che superano i 200 m di strapiombo nella Valle Calanna, dove è riconoscibile una scarpata di faglia attiva.[10][4]

La Grotta del Lauro: il carsismo ipogeo del Parco dei Nebrodi

Sul versante occidentale delle Rocche del Crasto, a circa 1.068 m di quota, si apre la Grotta del Lauro: la principale cavità carsica del Parco dei Nebrodi e una delle più importanti del Valdemone. La grotta si è formata per dissoluzione ipogea progressiva dei calcari liassici: le acque di infiltrazione hanno gradualmente allargato le fratture tettoniche preesistenti, creando cunicoli e gallerie nel corso di lunghi periodi geologici.[11][12]

L’interno della cavità conserva stalattiti, stalagmiti, colonne e concrezioni calcitiche. L’interesse scientifico della grotta va oltre la spettacolarità delle concrezioni: la Grotta del Lauro ospita almeno due specie di invertebrati miriapodi troglobi — completamente adattati alla vita sotterranea, ciechi e depigmentati — che rappresentano endemismi unici al mondo: Entotalassinum nebrodium e Beroniscus marcelii. La cavità è anche un sito di interesse archeozoologico: i reperti rinvenuti testimoniano la frequentazione umana nell’Età del Bronzo. L’accesso è consentito solo con guida autorizzata, per la tutela dell’ecosistema sotterraneo.[12][13][14][11]

Gli acquiferi carsici: una risorsa idrica preziosa e vulnerabile

Dal punto di vista idrogeologico, i calcari liassici della dorsale Longi-Taormina costituiscono il principale acquifero dell’area di Alcara Li Fusi e della zona peloritano-nebrodica nord-occidentale. Nelle sub-idrostrutture carbonatiche la permeabilità raggiunge valori dell’ordine di 10?? m/s per fessurazione e carsismo locale. Le acque che emergono dalle sorgenti alla base dei rilievi hanno una composizione chimica di tipo bicarbonato-calcico, con conducibilità di 300-800 µS/cm e qualità ottima per uso potabile.[4]

Il carsismo, però, rende questi acquiferi intrinsecamente vulnerabili: la rapidità con cui l’acqua si infiltra attraverso i karren e le fratture, senza subire filtrazione nel suolo, consente a eventuali contaminanti superficiali di raggiungere la falda in tempi brevissimi. Questo aspetto costituisce la principale sfida per la tutela idrogeologica dell’area.[4]

Il quadro normativo: tutelare l’acqua nelle aree carsiche

Il convegno ha affrontato anche il versante normativo-amministrativo della gestione delle risorse idriche nei Nebrodi. Il D.Lgs. 152/1999 impone alle Regioni la classificazione dei corpi idrici sotterranei, il monitoraggio e la predisposizione di Piani di Tutela delle Acque. La Direttiva Quadro Acque 2000/60/CE obbliga a raggiungere il “buono stato” di tutti i corpi idrici, con particolare attenzione alla definizione di zone di salvaguardia nelle aree di ricarica degli acquiferi. Il Piano di Tutela delle Acque della Sicilia e il Piano di Gestione del Distretto Idrografico della Sicilia declinano questi obblighi a livello regionale, prevedendo per le sub-idrostrutture carbonatiche peloritane un monitoraggio qualitativo e quantitativo continuo.[4]

Per l’area di Alcara Li Fusi, la sfida amministrativa consiste nel tutelare le zone di ricarica carbonatica — le stesse aree dove si sviluppano i karren — da attività che potrebbero comprometterne la qualità idrica, mantenendo al contempo la vocazione turistica e naturalistica del territorio.

I Grifoni sulle Rocche del Crasto: un ecosistema integrato

L’escursione al Centro di Osservazione dei Grifoni ha completato il programma del convegno, collegando il tema geologico a quello naturalistico. Il grifone (Gyps fulvus) è stato reintrodotto nel Parco dei Nebrodi a partire dal 1999, con esemplari provenienti dalla Spagna. Il sito di Alcara Li Fusi è diventato il principale centro di nidificazione dei grifoni in Sicilia, con oltre 60 esemplari e almeno 16 coppie nidificanti alle pareti calcaree delle Rocche del Crasto. I volatili sfruttano le correnti termiche ascendenti generate dalle pareti verticali dei calcari: la morfologia carsica e tettonica delle Rocche non è solo un laboratorio geologico, ma anche un habitat fondamentale per la fauna selvatica.[15][16][17]

Fonti consultate

Ordine Regionale dei Geologi di Sicilia — Post evento convegno “Acqua e Territorio nei Nebrodi”: https://www.facebook.com/ordineregionalegeologidisicilia
Regione Siciliana — Corpo idrico sotterraneo Peloritani Nord-Occidentali (Piano di Tutela delle Acque): https://www2.regione.sicilia.it/presidenza/ucomrifiuti/acque/DOCUMENTI/DOCUMENTI_E/E3/PELORITANI/Peloritani%20Nord_Occidentali.pdf
Regione Siciliana — Caratterizzazione e monitoraggio Acque Sotterranee in Sicilia (INGV-Palermo): https://www2.regione.sicilia.it/presidenza/ucomrifiuti/acque/DOCUMENTI/DOCUMENTI_E/E1/LineeGuida.pdf
Trovaeventi — Grotta del Lauro, Alcara li Fusi (stalattiti, stalagmiti, pipistrelli): https://trovaeventi.com/sicilia/alcara-li-fusi-me-grotta-del-lauro-stalagmiti-stalattiti-e-pipistrelli/
Ttattago — Escursione alla Grotta del Lauro, Parco dei Nebrodi: https://www.ttattago.com/en/cosa-fare/alcara-li-fusi/activities/escursione-alla-grotta-del-lauro-parco-dei-nebrodi
Associazione PFM — Alla scoperta della Grotta del Lauro: https://www.associazionepfm.it/escursioni/event/alla-scoperta-della-grotta-del-lauro/
Nebrodi News — Escursione alla Grotta del Lauro: https://www.nebrodinews.it/alcara-li-fusi-escursione-alla-grotta-del-lauro/
Balarm — Grotta del Lauro, Sicilia: https://www.balarm.it/news/la-sua-bellezza-selvaggia-lascia-senza-fiato-in-sicilia-c-e-la-splendida-grotta-del-lauro-140696
Wikipedia — Campo solcato (Karren/Lapiaz): https://it.wikipedia.org/wiki/Campo_solcato
Wikipedia — Carsismo: https://it.wikipedia.org/wiki/Carsismo
Provincia Autonoma di Trento — Carsismo superficiale: https://www.provincia.tn.it/News/Approfondimenti/Carsismo-superficiale
Gruppo Grotte Gallarate — Cenni sulla chimica del carsismo: https://www.gruppogrottegallarate.it/cenni-sulla-chimica-del-carsismo/
Geomagazine — Il carsismo, una forma di dissoluzione chimica della roccia: https://www.geomagazine.it/2022/12/31/il-carsismo-una-forma-di-dissoluzione-chimica-della-roccia/
Gruppo Grotte Castelli Romani — Fenomeno carsico: https://www.ggcr.altervista.org/carsismo.html
Academia.edu — Primi risultati della reintroduzione del Grifone nei Parchi di Madonie e Nebrodi: https://www.academia.edu/16787993/Primi_risultati_della_reintroduzione_del_Grifone_Gyps_fulvus_
Tempostretto — Parco dei Nebrodi, torna a volare un giovane grifone: https://www.tempostretto.it/news/parco-dei-nebrodi-torna-a-volare-un-giovane-grifone-liberato-dopo-2-mesi-di-cure.html
ISPRA/Memorie della Carta Geologica d’Italia — Geologia della Sicilia: https://www.isprambiente.gov.it/it/pubblicazioni/periodici-tecnici/memorie-descrittive-della-carta-geologica-ditalia/memdes_95_t
INGV — Evoluzione tettonica della Sicilia nord-orientale: https://emidius.mi.ingv.it/GNDT2/Pubblicazioni/Meletti/1_05_Carbone.pdf

Fonti
[1] Ordine Regionale dei Geologi di Sicilia – ORGS https://www.facebook.com/ordineregionalegeologidisicilia/posts/-acqua-e-territorio-nei-nebrodiidrogeologia-risorse-idriche-e-gestione-sostenibi/1741317253926693/
[2] Idrogeologia, risorse idriche e gestione sostenibile”, che il 28 e 29 … https://www.facebook.com/ordineregionalegeologidisicilia/posts/-grande-partecipazione-e-alto-livello-scientifico-per-la-due-giorni-di-alcara-li/1751308502927568/
[3] Save the date! Ancora pochi posti disponibili per l’escursione del 29 … https://www.facebook.com/ordineregionalegeologidisicilia/posts/save-the-date-ancora-pochi-posti-disponibili-per-lescursione-del-29-marzo-alla-g/1744289103629508/
[4] Corpo idrico sotterraneo: Peloritani – occidentali https://www2.regione.sicilia.it/presidenza/ucomrifiuti/acque/DOCUMENTI/DOCUMENTI_E/E3/PELORITANI/Peloritani_Occidentali.pdf
[5] Cenni sulla chimica del carsismo – Gruppo Grotte Gallarate https://www.gruppogrottegallarate.it/cenni-sulla-chimica-del-carsismo/
[6] Carsismo https://www.chimica-online.it/articoli/carsismo.htm
[7] Fenomeno carsico – Gruppo Grotte Castelli Romani https://www.ggcr.altervista.org/carsismo.html
[8] Campo solcato – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Campo_solcato
[9] Carsismo superficiale https://www.provincia.tn.it/News/Approfondimenti/Carsismo-superficiale
[10] Le escursioni e trekking migliori nei dintorni di Alcara Li Fusi – Komoot https://www.komoot.com/it-it/guide/568024/fantastici-trekking-e-escursioni-nei-dintorni-di-alcara-li-fusi
[11] Alcara li Fusi (Me) – Grotta del Lauro, Stalagmiti, Stalattiti e …Pipistrelli https://trovaeventi.com/sicilia/alcara-li-fusi-me-grotta-del-lauro-stalagmiti-stalattiti-e-pipistrelli/?hilite=%26quot%3BGiant+Benches+on+Lake+Iseo%26quot%3B
[12] Escursione alla Grotta del Lauro – Parco dei Nebrodi – Alcara Li Fusi https://www.ttattago.com/en/cosa-fare/alcara-li-fusi/activities/escursione-alla-grotta-del-lauro-parco-dei-nebrodi
[13] Alcara Li Fusi, escursione alla Grotta del Lauro – Nebrodi News https://www.nebrodinews.it/alcara-li-fusi-escursione-alla-grotta-del-lauro/
[14] Alla scoperta della Grotta del Lauro – Associazione PFM https://www.associazionepfm.it/escursioni/event/alla-scoperta-della-grotta-del-lauro/
[15] Primi risultati della reintroduzione del Grifone [Gyps fulvus … https://www.academia.edu/16787993/Primi_risultati_della_reintroduzione_del_Grifone_Gyps_fulvus_Hablizl_1783_nei_parchi_delle_Madonie_e_dei_Nebrodi_Sicilia_Aves_Falconiformes_
[16] Parco dei Nebrodi, torna a volare un giovane grifone https://www.tempostretto.it/news/parco-dei-nebrodi-torna-a-volare-un-giovane-grifone-liberato-dopo-2-mesi-di-cure.html
[17] in Sicilia c’è la (splendida) Grotta del Lauro – Balarm https://www.balarm.it/news/la-sua-bellezza-selvaggia-lascia-senza-fiato-in-sicilia-c-e-la-splendida-grotta-del-lauro-140696
[18] 01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/86d36e7b-fb33-423c-9ed5-5859bb837351/01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt
[19] 02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/35124a74-892b-451f-9c91-aa405245406d/02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt
[20] 03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/2e8b1d27-c01e-4793-9b8a-e405da6de545/03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt

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Yellowstone: nuova ricerca rivela come la tettonica profonda alimenta il sistema magmatico del supervulcano

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 12^th 2026 at 11:00

Un nuovo studio pubblicato su Science integra sismologia, tomografia 3D e geodinamica per ridefinire il “plumbing system” di Yellowstone e chiarire i reali meccanismi di alimentazione magmatica

Un nuovo studio pubblicato sulla rivista Science (DOI: 10.1126/science.aeg3511) ridefinisce la comprensione del sistema magmatico di Yellowstone. La ricerca, firmata da Zebin Cao e colleghi, dimostra che il supervulcano non si alimenta soltanto attraverso il classico pennacchio del mantello — il cosiddetto mantle plume — ma anche attraverso processi tettonici profondi che spingono materiale caldo verso la crosta terrestre. Il risultato è un’immagine molto più articolata del plumbing system di Yellowstone, il complesso reticolo di condotti, camere e intrusioni magmatiche che sostengono il sistema vulcanico.[1]

Il modello tradizionale del mantle plume e i suoi limiti

Per decenni il modello dominante spiegava il vulcanismo di Yellowstone con un mantle plume: una colonna di materiale caldo che risale verticalmente dal mantello profondo fino alla base della crosta. Questo pennacchio caldo, inclinato verso sud-ovest per effetto dei grandi flussi del mantello, era stato confermato da numerose campagne di tomografia sismica. Il modello prevedeva che il materiale fuso risalisse verticalmente, alimentasse una o due camere magmatiche nella crosta superiore e inferiore, e generasse periodicamente eruzioni esplosive. Studi precedenti avevano già identificato due principali serbatoi sovrapposti: uno superficiale a circa 5–16 km di profondità e uno più profondo tra i 20 e i 50 km.[2][3][1]

Il plume di Yellowstone è alla base anche della migrazione del vulcanismo lungo la Snake River Plain. Man mano che la placca nordamericana si sposta verso sud-ovest, l’area attiva “migra” verso nord-est. Questo spiegava, almeno in parte, la storia eruttiva complessa e geograficamente distribuita del sistema vulcanico.[4]

Due sorgenti di alimentazione magmatica: il contributo della tettonica profonda

Il lavoro di Cao e collaboratori combina sismologia ad alta risoluzione, tomografia tridimensionale della crosta e del mantello, modelli geodinamici e dati raccolti nell’arco degli ultimi vent’anni. La scoperta centrale è che il magma raggiunge la crosta da due direzioni distinte: dal basso, attraverso il classico mantle plume che risale verticalmente; e lateralmente, tramite flussi orizzontali di materiale caldo del mantello, innescati e guidati dalla tettonica della placca nordamericana.[5][6]

Questa combinazione produce un sistema di alimentazione molto più complesso di quanto i modelli precedenti ipotizzassero. La tettonica profonda non è un fattore secondario: contribuisce in modo attivo alla generazione e alla distribuzione del magma all’interno della crosta. Il movimento della placca nordamericana sopra il plume stira e assottiglia la litosfera, creando zone di debolezza strutturale attraverso le quali il magma può risalire in modo irregolare e distribuito. Questo processo spiega la geometria complessa del sistema vulcanico e la storia eruttiva “migrante” di Yellowstone nel tempo geologico.[5]

La camera magmatica superiore: un magma mush, non un lago di lava

Uno degli aspetti più rilevanti dello studio riguarda la natura della camera magmatica superiore. Contrariamente all’immagine popolare di un vasto serbatoio di magma liquido pronto a esplodere, il sistema di Yellowstone è in realtà un magma mush: una miscela complessa di cristalli solidi, fuso parziale e fluidi caldi.[3][7]

La percentuale di magma effettivamente fuso è troppo bassa per alimentare un’eruzione catastrofica nelle condizioni attuali. La camera superiore contiene solo una piccola frazione di melt libero, ben al di sotto delle soglie critiche associate a sistemi eruttivi imminenti. Questa struttura ibrida è fondamentale per capire il comportamento del sistema. Un sistema magmatico attivo, come quello di Yellowstone, non è necessariamente un sistema prossimo all’eruzione.[7][8]

Perché Yellowstone produce eruzioni esplosive e non solo effusive

Il nuovo modello chiarisce anche la natura delle grandi eruzioni del passato. I tre eventi calderici avvenuti circa 2,1, 1,3 e 0,64 milioni di anni fa hanno generato enormi quantità di materiale piroclastico. La combinazione tra alimentazione dal plume e flussi tettonici laterali crea condizioni di accumulo rapido e disomogeneo del magma nella crosta. Studi precedenti avevano già mostrato che i serbatoi magmatici di Yellowstone si assemblano in modo eterogeneo, attraverso ripetute iniezioni di magma basaltico caldo proveniente dal mantello.[9][3]

Il contributo tettonico, ora meglio quantificato, aggiunge un elemento di variabilità che può accelerare i processi di carica del sistema. La geometria irregolare del plumbing system e la natura ibrida del magma mush favoriscono l’accumulo di pressione in modo non lineare: questo spiega perché Yellowstone produce periodicamente eruzioni esplosive su scala catastrofica, a differenza di molti vulcani effusivi.[1]

Il rischio eruttivo attuale: il sistema di Yellowstone è stabile

Nonostante la complessità del sistema magmatico rivelata dallo studio, la valutazione del rischio eruttivo attuale rimane invariata. La ricerca di Cao et al. non segnala alcun aumento del pericolo vulcanico a Yellowstone. Il sistema si trova in una fase di stabilità.[8][10]

I dati attuali indicano che la percentuale di melt nella camera superiore è troppo bassa per innescare un’eruzione. Non sono stati rilevati segnali precursori significativi: né deformazione anomala della crosta, né attività sismica inusuale, né variazioni geochimiche nei fluidi idrotermali. Il sistema idrotermale di superficie — geyser, sorgenti calde, fumarole — è monitorato continuativamente dall’USGS e dallo Yellowstone Volcano Observatory, e mostra comportamenti coerenti con la normale variabilità del sistema.[10][11][12]

Lo studio contribuisce a ridimensionare la narrativa popolare che dipinge Yellowstone come un supervulcano “in ritardo” rispetto a un ciclo eruttivo. Quella lettura è scientificamente infondata: non esiste alcun orologio biologico vulcanico, e la storia eruttiva di un sistema non ne determina la prossima attivazione.

Un’immagine più complessa apre nuove prospettive per il monitoraggio vulcanico

Il contributo più rilevante della ricerca per la comunità scientifica internazionale è metodologico e interpretativo. Dimostrare che i supervulcani sono alimentati da reti magmatiche dinamiche — e non da un’unica camera isolata — cambia il modo in cui vengono impostati i modelli di monitoraggio.[1]

Se il sistema di Yellowstone è alimentato contemporaneamente da un plume verticale e da flussi tettonici laterali, i parametri da monitorare si moltiplicano. Non basta osservare la deformazione superficiale della caldera: è necessario integrare dati profondi sulla velocità delle onde sismiche, sulla distribuzione del melt a scala crostale e mantellica, e sull’evoluzione termica del sistema. Studi correlati sulle Cascade Volcanoes hanno mostrato che i serbatoi magmatici possono restare parzialmente fusi per migliaia di anni senza generare eruzioni, a condizione che la percentuale di melt rimanga sotto le soglie critiche. Applicata a Yellowstone, questa prospettiva rafforza l’interpretazione dello studio: un sistema complesso e dinamico non è necessariamente un sistema pericoloso nel breve termine.[13][1]

Fonti consultate

Cao et al. (2024), Magma plumbing beneath Yellowstone, Science, DOI: 10.1126/science.aeg3511
Huang et al. (2015), The Yellowstone magmatic system from the mantle plume to the upper crust, Science, https://www.science.org/doi/10.1126/science.aaa5648
Scruggs & Pulvirenti (2019), Yellowstone Plume Conduit Tilt Caused by Large?Scale Mantle Flow, Geochemistry, Geophysics, Geosystems, https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2019GC008490
Wotzlaw et al. (2015), Rapid heterogeneous assembly of multiple magma reservoirs prior to Yellowstone supereruptions, Scientific Reports, https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC4564848/
Christiansen et al. (2022), Plume?Lithosphere Interaction and Delamination at Yellowstone, Geophysical Research Letters, https://onlinelibrary.wiley.com/doi/pdfdirect/10.1029/2021GL096864
Lowenstern et al. (2020), A Newly Emerging Thermal Area in Yellowstone, Frontiers in Earth Science, https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/feart.2020.00204/pdf
Liao et al. (2024), Multi?Scale Geophysical Imaging of a Hydrothermal System in Yellowstone National Park, JGR Solid Earth, https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2024JB029839
Sparks et al. (2019), Determining the current size and state of subvolcanic magma reservoirs, Nature Reviews Earth & Environment, https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC7644707/
Scintilena (2025), Scoperti enormi serbatoi di magma sotto i vulcani dormienti del Pacifico Nord-Occidentale, https://www.scintilena.com/scoperti-enormi-serbatoi-di-magma-sotto-i-vulcani-dormienti-del-pacifico-nord-occidentale/02/18/
Gravley et al. (2020), Discovery of two new super-eruptions from the Yellowstone hotspot track, Geology, https://pubs.geoscienceworld.org/gsa/geology/article-pdf/48/9/934/5135163/934.pdf

Fonti
[1] The Yellowstone magmatic system from the mantle plume to the upper crust https://www.science.org/doi/10.1126/science.aaa5648
[2] Yellowstone Plume Conduit Tilt Caused by Large?Scale Mantle Flow https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/pdfdirect/10.1029/2019GC008490
[3] Rapid heterogeneous assembly of multiple magma reservoirs prior to Yellowstone supereruptions https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC4564848/
[4] HOTSPOT: The Snake River Scientific Drilling Project – Tracking the Yellowstone Hotspot Through Space and Time https://sd.copernicus.org/articles/3/56/2006/sd-3-56-2006.pdf
[5] Plume?Lithosphere Interaction and Delamination at Yellowstone and Its Implications for the Boundary of Craton Stability https://onlinelibrary.wiley.com/doi/pdfdirect/10.1029/2021GL096864
[6] Deep mantle plumes feeding periodic alignments of asthenospheric fingers beneath the central and southern Atlantic Ocean https://pnas.org/doi/10.1073/pnas.2407543121
[7] Eruptible magma https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC5150370/
[8] Determining the current size and state of subvolcanic magma reservoirs https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC7644707/
[9] Discovery of two new super-eruptions from the Yellowstone hotspot track (USA): Is the Yellowstone hotspot waning? https://pubs.geoscienceworld.org/gsa/geology/article-pdf/48/9/934/5135163/934.pdf
[10] A Newly Emerging Thermal Area in Yellowstone https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/feart.2020.00204/pdf
[11] A shake and a surge: Assessing the possibility of an earthquake-triggered eruption at Steamboat Geyser https://www.jvolcanica.org/ojs/index.php/volcanica/article/view/276
[12] Multi?Scale Geophysical Imaging of a Hydrothermal System in Yellowstone National Park, USA https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2024JB029839
[13] Scoperti enormi serbatoi di magma sotto i vulcani dormienti … https://www.scintilena.com/scoperti-enormi-serbatoi-di-magma-sotto-i-vulcani-dormienti-del-pacifico-nord-occidentale/02/18/

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Ragusa sotterranea a rischio: il geologo Ruggieri chiede il monitoraggio delle latomie carsiche

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 9^th 2026 at 14:00

Le infiltrazioni d’acqua e la sismicità medio-alta mettono sotto pressione le cavità artificiali al di sotto di strutture pubbliche nel centro città

Niscemi apre il dibattito, Ragusa ha le sue specificità

La frana di Niscemi, che a fine gennaio 2026 ha costretto all’evacuazione tra 1.500 e 1.600 persone con un fronte di circa 4 km e sprofondamenti fino a 55 metri, ha riportato in primo piano il tema del rischio idrogeologico in Italia e in Sicilia. I dati ISPRA parlano chiaro: il 94,5% dei comuni italiani è classificato a rischio per frane, alluvioni, valanghe o erosione costiera. Le frane censite nel territorio nazionale superano le 684.000 unità, e 1,3 milioni di persone risiedono in aree a pericolosità elevata.[1][2][3]

In questo quadro, il geologo Rosario Ruggieri, fondatore del CIRS ETS – Centro Ibleo di Ricerche Speleo-Idrogeologiche di Ragusa, ha richiamato l’attenzione sul rischio specifico della città di Ragusa. Un rischio che, a differenza di quello visibile e improvviso di Niscemi, è di natura sotterranea, lento e silenzioso.

Il carsismo ibleo: una roccia che si dissolve

Il territorio di Ragusa poggia su rocce carbonatiche carsiche. L’acqua piovana, arricchita di anidride carbonica, aggredisce chimicamente il calcare sciogliendolo progressivamente nel tempo. Questo fenomeno — responsabile nel lungo periodo della formazione di vallate, grotte e doline — crea un sottosuolo strutturalmente discontinuo, percorso da fratture e cavità.

Nei sistemi carsici, l’acqua si muove rapidamente attraverso fessure e condotti senza subire processi di filtrazione naturale, e la capacità del sistema di autoriparare i danni è molto limitata. È una caratteristica che il carsismo degli Iblei condivide con altre aree calcaree siciliane, ma che a Ragusa si somma a un fattore di rischio aggiuntivo: la presenza di cavità artificiali storiche al di sotto del centro urbano.

Le latomie: cave storiche sotto la città

Dopo il terremoto del Val di Noto del 1693 — la scossa più violenta mai registrata nella storia d’Italia, con magnitudo Mw 7.3 e un’intensità di X grado MCS a Ragusa — i cavatori, detti “pirriatura”, scavarono nel sottosuolo della città estraendo il calcare necessario alla ricostruzione. Nacquero così le latomie, cave sotterranee che si estendono al di sotto di quella che è oggi una parte significativa del centro abitato.[4][5]

Alcune di queste cavità si sviluppano direttamente sotto strutture pubbliche: l’ex ospedale civico di Ragusa, edifici dell’ARPA e il complesso di Viale Sicilia sorgono sopra latomie che in parte sono state messe in sicurezza, ma in parte restano accessibili solo attraverso tombini, in condizioni precarie.[6]

L’allarme di Ruggieri: fratture in movimento, vetrini già rotti

Nei sopralluoghi condotti dal CIRS con tecniche speleologiche — scendendo attraverso tombini con attrezzatura da esplorazione ipogea — il team di Ruggieri ha riscontrato fratture di una certa entità nelle volte delle latomie, percorse da infiltrazioni d’acqua. Con il tempo, questo fenomeno allarga le fessure e può portare al distacco di volumi di roccia.[6]

L’indicatore più preoccupante è lo stato dei vetrini di controllo collocati sulle fratture: sono già rotti, segno che movimenti sono in atto. La rottura di questi strumenti rudimentali indica che le fratture si sono già spostate rispetto alla loro posizione originaria. L’evoluzione di questi movimenti, secondo Ruggieri, “potrebbe causare il crollo delle volte coinvolgendo le strutture che stanno in superficie”.[6]

Il rischio sismico amplifica il pericolo

Ragusa è classificata in zona sismica 2 (sismicità medio-alta). Le linee guida nazionali per la microzonazione sismica identificano le aree con cavità sotterranee come “Zone di Attenzione per cedimenti differenziali e crollo” (ZAcd). In queste zone, le onde sismiche possono innescare il collasso di volte e pilastri in cavità già degradate, con effetti che risalgono fino al piano campagna.[7][8]

È la combinazione dei due fattori — carsismo attivo e sismicità — a rendere il rischio ragusano particolarmente complesso. “Ragusa ricade su un territorio ad alto rischio sismico,” spiega Ruggieri, “un fattore che potrebbe fare collassare queste strutture e di conseguenza quello che c’è sopra”. I terremoti non fanno altro che accelerare processi di degrado che il carsismo sta già producendo in modo autonomo.[6]

L’appello tecnico: strumentazione remota per le fratture

La proposta del CIRS è precisa. Ruggieri chiede l’installazione di una strumentazione idonea a monitorare in remoto l’evoluzione delle fratture nelle volte delle latomie critiche. Le tecnologie disponibili comprendono fessurimetri elettronici, inclinometri, estensimetri e sistemi di allarme con trasmissione dati in continuo. Strumenti che permettono di sapere, con aggiornamento costante, se una frattura si sta allargando, a che velocità e in quale direzione — in modo da poter intervenire con il consolidamento prima che il rischio diventi emergenza.[9][10][6]

I vetrini a rottura attualmente presenti nelle latomie registrano solo a posteriori che un movimento è avvenuto, senza fornire dati quantitativi sull’entità o la direzione dello spostamento. Il salto tecnologico verso sistemi elettronici è la condizione minima per una gestione del rischio che possa definirsi preventiva.[9]

Chi è Rosario Ruggieri e il CIRS

Il CIRS di Ragusa è attivo dal 1974 e pubblica la rivista scientifica Speleologia Iblea. Rosario Ruggieri è membro della Karst Commission internazionale e autore, nel 2023, del volume “Karst of Sicily” pubblicato da Springer nella serie “Cave and Karst Systems of the World”. Il libro, frutto di oltre quaranta anni di ricerche sul territorio siciliano, è oggi il riferimento scientifico internazionale sul carsismo dell’isola. La Sicilia vi emerge come una delle aree mondiali più significative per varietà dei fenomeni carsici, con carsismo attivo in quattro litotipi diversi: calcari, gessi, salgemma e basalti.[11][12][13]

Il paradosso della prevenzione in Italia

Il caso delle latomie di Ragusa si inscrive in una tendenza strutturale. Negli anni 2013-2019, l’Italia ha speso 20 miliardi di euro per le emergenze da dissesto e soltanto 2 miliardi per la prevenzione, con un rapporto di dieci a uno. L’ASviS stima in 26 miliardi il fabbisogno complessivo per mettere in sicurezza il territorio italiano. Dal 1999 al 2025, la quota di PIL investita nella mitigazione del dissesto è stata in media dello 0,05% all’anno.[14][15][16]

In Sicilia, i dati ISPRA indicano che 93.000 abitanti vivono in zone a rischio frane e 130.000 in aree a rischio alluvioni. Le province di Catania, Siracusa e Ragusa sono quelle con il rischio alluvionale più elevato della regione, con i bacini del fiume Ippari e dell’Irminio tra quelli più monitorati nel Ragusano.[17][18]

L’appello del CIRS non è nuovo. “Noi da anni segnaliamo questo tipo di problema,” sottolinea Ruggieri, “ora più che mai, dopo gli eventi atmosferici di questi giorni, bisogna accendere i riflettori e auspicare che si intervenga celermente”. La speleologia, in questo caso, non si limita all’esplorazione: entra direttamente al servizio della sicurezza del territorio.[6]

Parole chiave: rischio idrogeologico Ragusa, latomie carsiche, CIRS Ragusa, Rosario Ruggieri, carsismo ibleo, monitoraggio sotterraneo, sismicità Sicilia

Fonti

# Fonte Link 1 ISPRA – Comunicato frana Niscemi e dati IFFI isprambiente.gov.it 2 Il Domani Ibleo – Articolo originale Ruggieri (30/01/2026) ildomanibleo.com 3 Le Cronache dei Siciliani – ISPRA IdroGEO Sicilia lecronachedeisiciliani.com 4 QdS – Rischio alluvionale Sicilia, province più esposte qds.it 5 Radio Time – Frana Niscemi: cause e aggiornamenti radiotime.it 6 FNOB – Emergenza frane Italia, 1,3 milioni a rischio fnob.it 7 Dipartimento Protezione Civile – Frana Niscemi 2026 protezionecivile.gov.it 8 Wikipedia – Terremoto Val di Noto 1693 it.wikipedia.org 9 INGV – Il terremoto del 1693 nella Sicilia orientale ingvterremoti.com 10 CAI Ragusa – Cava Gonfalone e latomie cairagusa.org 11 Scintilena – Karst of Sicily, monografia Ruggieri scintilena.com 12 Hoepli – Karst of Sicily, Ruggieri Springer 2023 hoepli.it 13 OpenSpeleo – Profilo CIRS Ragusa openspeleo.org 14 Rinnovabili.it – Dissesto idrogeologico, rapporto 10:1 rinnovabili.it 15 ASviS – 26 miliardi per la messa in sicurezza Italia asvis.it 16 UIPA – Investimenti dissesto idrogeologico 1999-2025 uipa.it 17 Microzonazione sismica – Linee guida cavità ZAcd centromicrozonazionesismica.it 18 Studio GEO.LAB – Monitoraggio fessurazioni e cedimenti studiogeolab.it 19 ISPRA – Sinkhole urbani in Italia isprambiente.gov.it 20 Scintilena – Man and Karst 2024, CIRS Ragusa scintilena.com

Fonti
[1] Frana Niscemi: aggiornamenti, cause e cosa accadrà nei … https://www.radiotime.it/2026/01/28/frana-niscemi-aggiornamenti-cause-e-cosa-accadra-nei-prossimi-giorni/amp/
[2] Da Niscemi al quadro nazionale delle frane: il contributo di ISPRA tra dati … https://www.isprambiente.gov.it/it/istituto-informa/comunicati-stampa/anno-2026-1/frana-niscemi
[3] Emergenza frane in Italia: a rischio quasi 1,3 milioni di … https://www.fnob.it/2026/01/28/emergenza-frane-in-italia-a-rischio-quasi-13-milioni-di-persone-il-caso-niscemi-uno-su-tre/
[4] Terremoto del Val di Noto del 1693 – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Terremoto_del_Val_di_Noto_del_1693
[5] [PDF] MICROZONAZIONE SISMICA – Protezione Civile Sicilia https://www.protezionecivilesicilia.it/tinymce/js/tinymce/source/rischio-sismico/ms_3907/RAGUSA/RAGUSA/Relazione%20illustrativa.pdf
[6] Rischi idrogeologici a Ragusa, l’appello del geologo Rosario … https://www.ildomanibleo.com/2026/01/30/rischi-idrogeologici-a-ragusa-lappello-del-geologo-rosario-ruggieri/
[7] Ragusa – Wikipedia https://it.wikipedia.org/wiki/Ragusa
[8] [PDF] Microzonazione sismica https://www.centromicrozonazionesismica.it/documents/41/LG_cavita_20221207.pdf
[9] Monitoraggio fessurazioni e cedimenti – Studio Associato GEO.LAB http://www.studiogeolab.it/attivita/valutazione-del-rischio-idrogeologico/monitoraggio-fessurazioni-e-cedimenti/
[10] [PDF] tesi.pdf – Politecnico di Torino https://webthesis.biblio.polito.it/13058/1/tesi.pdf
[11] CIRS Ragusa http://www.openspeleo.org/openspeleo/groups-view-98.html
[12] Karst Of Sicily – Ruggieri Rosario | Libro Springer 09/2023 – HOEPLI.it https://www.hoepli.it/libro/karst-of-sicily/9783031074080.html
[13] Karst of Sicily: Una Monografia Scientifica Punto di Riferimento … https://www.scintilena.com/karst-of-sicily-una-monografia-scientifica-punto-di-riferimento-internazionale-per-la-speleologia/09/05/
[14] Dissesto idrogeologico Italia: servono 26 mld euro per prevenzione https://www.rinnovabili.it/clima-e-ambiente/dissesto-idrogeologico-italia-prevenzione/
[15] Policy brief ASviS dissesto idrogeologico: poca prevenzione e i … https://asvis.it/notizie-sull-alleanza/19-20213/policy-brief-asvis-dissesto-idrogeologico-poca-prevenzione-e-i-danni-aumentano
[16] Lo stato degli investimenti in Italia per ridurre il rischio idrogeologico https://www.uipa.it/lo-stato-degli-investimenti-in-italia-per-ridurre-il-rischio-idrogeologico/
[17] Dissesto idrogeologico in Sicilia, i dati ISPRA: migliaia di cittadini a … https://lecronachedeisiciliani.com/2026/02/19/dissesto-idrogeologico-in-sicilia-i-dati-ispra-migliaia-di-cittadini-a-rischio-tra-frane-e-alluvioni/
[18] Rischio idrogeologico in Sicilia: ecco quali sono le aree più … https://qds.it/rischio-idrogeologico-sicilia-aree-soggette-alluvioni/
[19] 01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.us-east-1.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/86d36e7b-fb33-423c-9ed5-5859bb837351/01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt?X-Amz-Algorithm=AWS4-HMAC-SHA256&X-Amz-Checksum-Mode=ENABLED&X-Amz-Credential=ASIA2F3EMEYETJO2EHAX%2F20260408%2Fus-east-1%2Fs3%2Faws4_request&X-Amz-Date=20260408T210507Z&X-Amz-Expires=3600&X-Amz-Security-Token=IQoJb3JpZ2luX2VjED0aCXVzLWVhc3QtMSJGMEQCIDt4Sk6mLxTqzaweTBrQyFxHuKjv%2Fc8TMipH0eNRRZAOAiBzXWLum1GNZ96vlIOxV7POUs51HWx5Ax66sazAICh8oyrrBAgGEAEaDDY5OTc1MzMwOTcwNSIMLj61huaFJ72gyLKlKsgEC7eVo4jL66VcOJ0PWIjyJu3B%2FKI5i%2B4XVfNDfxzkPXscbDMAGJDW9l7jsIDQ%2BqJgQL1id0cc87%2FcZYNm1LOwYQ8UDm024xg%2FZT4u71qICfFTC8Zp3cUo0KEodfO%2BKwQV%2FQ8CUd8NObrY0Z%2FBD7Dtb6VacK987pyB6hhJYFmME4TE1Sy9HPkHb%2BPbefIeg4tEeMJynG2G8Wif%2F2IZJzhUkbMKr%2BB0EYHw0%2BTptFCM%2FQycdLJa%2BK0CwoEEJTLqdY4h9zd3jXk7obJlm8upnrABwQwbRmfaMdcGF1uHkYE%2FcxR%2B5hTxXMgrrF%2BhFZHAgsBAp2jxAoWtB1SRaogzQnvKqvvOSAUof2oqpkL5Y5ELNucZ1%2FF9wpFaQOdvH9rp%2BIZft3rQKfk%2FVfAEHNIUIdwLcLOY4WFOSP1HxDiV04%2B9Ag4rysvh6X5pircz44H26jvTjsTWfBQ6cyU%2B969YLCa32bYHAlsVqoSmAd9zDNkh5hlgbOAb9wowKv4bTYiI%2B4w%2B7MZn%2FUZNFfszc5CFH3DS77JEPKac18gx5Wd%2B%2F046HtUqjZ55uelH6aP3CRW7b2eQozOyLSCs9ocPkQDLcYItSI8vks1EchO%2FZu5%2BTyJgv5OiRE5FSmIMhPhwJSy7fnqVKudzTxhNUp9QcgEzpVjZISmLmSo9A85OFcMvxrPUzFKP8zF7b9TyU4uoMnlDjfD7PBcn%2BkaO1ooDBQ5Ze%2BO2dOEHl8ruvPri%2FncFT81fsCr4lW3SslnlVGoluJDNunvPoEfPyJXs9lAwnPLazgY6mQEdQsECoj%2BM55HpmjBI6HKS1NXpt4jIA5eC0m0lBEmc3tnqqFI%2FSl3N4q3V23heqvAynaozxXmjN30JBDLrkYhi7N863LFEYcdC9DygM4kL2veJjfyxZOigcfVfY18jdOKF%2FWGuDlRfuLNDecBmp4m9YG2QOwvAmu7Bwjd%2FG5m9lNuD5hI3tqsNc7JF9I%2FNzGRQ2JiaoOdRuHw%3D&X-Amz-SignedHeaders=host&x-id=GetObject&X-Amz-Signature=60747f55e391eb5757abcf6e529f57cec4df05c9ae7016effbb5ec0e4416e480
[20] 02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.us-east-1.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/35124a74-892b-451f-9c91-aa405245406d/02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt?X-Amz-Algorithm=AWS4-HMAC-SHA256&X-Amz-Checksum-Mode=ENABLED&X-Amz-Credential=ASIA2F3EMEYETJO2EHAX%2F20260408%2Fus-east-1%2Fs3%2Faws4_request&X-Amz-Date=20260408T210507Z&X-Amz-Expires=3600&X-Amz-Security-Token=IQoJb3JpZ2luX2VjED0aCXVzLWVhc3QtMSJGMEQCIDt4Sk6mLxTqzaweTBrQyFxHuKjv%2Fc8TMipH0eNRRZAOAiBzXWLum1GNZ96vlIOxV7POUs51HWx5Ax66sazAICh8oyrrBAgGEAEaDDY5OTc1MzMwOTcwNSIMLj61huaFJ72gyLKlKsgEC7eVo4jL66VcOJ0PWIjyJu3B%2FKI5i%2B4XVfNDfxzkPXscbDMAGJDW9l7jsIDQ%2BqJgQL1id0cc87%2FcZYNm1LOwYQ8UDm024xg%2FZT4u71qICfFTC8Zp3cUo0KEodfO%2BKwQV%2FQ8CUd8NObrY0Z%2FBD7Dtb6VacK987pyB6hhJYFmME4TE1Sy9HPkHb%2BPbefIeg4tEeMJynG2G8Wif%2F2IZJzhUkbMKr%2BB0EYHw0%2BTptFCM%2FQycdLJa%2BK0CwoEEJTLqdY4h9zd3jXk7obJlm8upnrABwQwbRmfaMdcGF1uHkYE%2FcxR%2B5hTxXMgrrF%2BhFZHAgsBAp2jxAoWtB1SRaogzQnvKqvvOSAUof2oqpkL5Y5ELNucZ1%2FF9wpFaQOdvH9rp%2BIZft3rQKfk%2FVfAEHNIUIdwLcLOY4WFOSP1HxDiV04%2B9Ag4rysvh6X5pircz44H26jvTjsTWfBQ6cyU%2B969YLCa32bYHAlsVqoSmAd9zDNkh5hlgbOAb9wowKv4bTYiI%2B4w%2B7MZn%2FUZNFfszc5CFH3DS77JEPKac18gx5Wd%2B%2F046HtUqjZ55uelH6aP3CRW7b2eQozOyLSCs9ocPkQDLcYItSI8vks1EchO%2FZu5%2BTyJgv5OiRE5FSmIMhPhwJSy7fnqVKudzTxhNUp9QcgEzpVjZISmLmSo9A85OFcMvxrPUzFKP8zF7b9TyU4uoMnlDjfD7PBcn%2BkaO1ooDBQ5Ze%2BO2dOEHl8ruvPri%2FncFT81fsCr4lW3SslnlVGoluJDNunvPoEfPyJXs9lAwnPLazgY6mQEdQsECoj%2BM55HpmjBI6HKS1NXpt4jIA5eC0m0lBEmc3tnqqFI%2FSl3N4q3V23heqvAynaozxXmjN30JBDLrkYhi7N863LFEYcdC9DygM4kL2veJjfyxZOigcfVfY18jdOKF%2FWGuDlRfuLNDecBmp4m9YG2QOwvAmu7Bwjd%2FG5m9lNuD5hI3tqsNc7JF9I%2FNzGRQ2JiaoOdRuHw%3D&X-Amz-SignedHeaders=host&x-id=GetObject&X-Amz-Signature=a3067ca452ea6cd07168b849aabcfe71a53e33eb73ef65ff421211b3d1c1317e
[21] 03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.us-east-1.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/2e8b1d27-c01e-4793-9b8a-e405da6de545/03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt?X-Amz-Algorithm=AWS4-HMAC-SHA256&X-Amz-Checksum-Mode=ENABLED&X-Amz-Credential=ASIA2F3EMEYETJO2EHAX%2F20260408%2Fus-east-1%2Fs3%2Faws4_request&X-Amz-Date=20260408T210507Z&X-Amz-Expires=3600&X-Amz-Security-Token=IQoJb3JpZ2luX2VjED0aCXVzLWVhc3QtMSJGMEQCIDt4Sk6mLxTqzaweTBrQyFxHuKjv%2Fc8TMipH0eNRRZAOAiBzXWLum1GNZ96vlIOxV7POUs51HWx5Ax66sazAICh8oyrrBAgGEAEaDDY5OTc1MzMwOTcwNSIMLj61huaFJ72gyLKlKsgEC7eVo4jL66VcOJ0PWIjyJu3B%2FKI5i%2B4XVfNDfxzkPXscbDMAGJDW9l7jsIDQ%2BqJgQL1id0cc87%2FcZYNm1LOwYQ8UDm024xg%2FZT4u71qICfFTC8Zp3cUo0KEodfO%2BKwQV%2FQ8CUd8NObrY0Z%2FBD7Dtb6VacK987pyB6hhJYFmME4TE1Sy9HPkHb%2BPbefIeg4tEeMJynG2G8Wif%2F2IZJzhUkbMKr%2BB0EYHw0%2BTptFCM%2FQycdLJa%2BK0CwoEEJTLqdY4h9zd3jXk7obJlm8upnrABwQwbRmfaMdcGF1uHkYE%2FcxR%2B5hTxXMgrrF%2BhFZHAgsBAp2jxAoWtB1SRaogzQnvKqvvOSAUof2oqpkL5Y5ELNucZ1%2FF9wpFaQOdvH9rp%2BIZft3rQKfk%2FVfAEHNIUIdwLcLOY4WFOSP1HxDiV04%2B9Ag4rysvh6X5pircz44H26jvTjsTWfBQ6cyU%2B969YLCa32bYHAlsVqoSmAd9zDNkh5hlgbOAb9wowKv4bTYiI%2B4w%2B7MZn%2FUZNFfszc5CFH3DS77JEPKac18gx5Wd%2B%2F046HtUqjZ55uelH6aP3CRW7b2eQozOyLSCs9ocPkQDLcYItSI8vks1EchO%2FZu5%2BTyJgv5OiRE5FSmIMhPhwJSy7fnqVKudzTxhNUp9QcgEzpVjZISmLmSo9A85OFcMvxrPUzFKP8zF7b9TyU4uoMnlDjfD7PBcn%2BkaO1ooDBQ5Ze%2BO2dOEHl8ruvPri%2FncFT81fsCr4lW3SslnlVGoluJDNunvPoEfPyJXs9lAwnPLazgY6mQEdQsECoj%2BM55HpmjBI6HKS1NXpt4jIA5eC0m0lBEmc3tnqqFI%2FSl3N4q3V23heqvAynaozxXmjN30JBDLrkYhi7N863LFEYcdC9DygM4kL2veJjfyxZOigcfVfY18jdOKF%2FWGuDlRfuLNDecBmp4m9YG2QOwvAmu7Bwjd%2FG5m9lNuD5hI3tqsNc7JF9I%2FNzGRQ2JiaoOdRuHw%3D&X-Amz-SignedHeaders=host&x-id=GetObject&X-Amz-Signature=b48a413e754cc119e297652c640044af83a9f79b30361c9b4792ffb284a63a63

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L’Aquila, 17 anni dopo: una nuova “TAC” della crosta svela come le faglie si uniscono per generare grandi terremoti

Scintilena

Od:Scintilena

Apríl 9^th 2026 at 13:00

Lo studio INGV del 2025 riscrive l’interpretazione sismica della sequenza del 2009: non una sola frattura, ma più strutture in interazione

Il terremoto dell’Aquila del 2009: i dati della sequenza sismica

Il 6 aprile 2009, alle 03:32, un terremoto di magnitudo Mw 6.1 colpì l’area dell’Aquila nell’Appennino centrale. L’evento raggiunse un’intensità fino al grado IX-X della Scala Mercalli–Cancani–Sieberg (MCS) e fu avvertito in tutta l’Italia centrale.[1]

Il bilancio fu pesante: 309 vittime, 1.600 feriti e circa 80.000 sfollati. I danni al centro storico dell’Aquila e al suo patrimonio storico-architettonico furono ingenti, con una ricostruzione che a distanza di 17 anni risulta ancora parzialmente in corso.[2][3][1]

La scossa principale fu preceduta da una serie di eventi minori, tra cui un foreshock di magnitudo Mw 4.0 avvenuto il 30 marzo 2009. Nei mesi successivi si sviluppò una sequenza di repliche con oltre 148.000 eventi catalogati, tra cui due aftershock rilevanti: Mw 5.0 il 7 aprile e Mw 5.2 il 9 aprile.[1]

Intelligenza artificiale e catalogo sismico: 148.000 terremoti rilocalizzati

Prima ancora di costruire la nuova tomografia, i ricercatori dell’INGV hanno aggiornato il catalogo sismico della sequenza. Fonzetti et al. (2025a) hanno applicato reti neurali (PhaseNet per il riconoscimento delle onde, GaMMA per l’associazione) all’intero anno 2009, identificando circa 191.000 eventi.[4][5]

Di questi, 148.000 sono stati rilocalizzati con tecniche assolute e relative, ottenendo una precisione nelle coordinate ipocentrali mai raggiunta in precedenza per questo dataset. Un catalogo così denso è il presupposto indispensabile per la tomografia: più raggi sismici attraversano la crosta, più dettagliata è l’immagine che si ottiene.[5][2]

La tomografia sismica: la TAC della crosta terrestre

La tomografia sismica funziona in modo analogo alla TAC medica. Le onde elastiche generate dai terremoti attraversano la crosta a velocità variabili secondo la litologia, il grado di fratturazione e il contenuto di fluidi.[6][2]

Misurando queste velocità — le onde P (Vp) e le onde S (Vs) — e il loro rapporto Vp/Vs, si ricostruisce la struttura interna della crosta terrestre:[2]

Velocità Vp alta (~6.5–7 km/s): unità carbonatiche rigide e profonde
Velocità Vp bassa (~4.5 km/s): bacini sedimentari superficiali
Rapporto Vp/Vs alto: zona ricca di fluidi in pressione (le onde S si propagano male nei fluidi)

Questa tecnica ha permesso di ricostruire non solo dove si trovano le faglie, ma anche le proprietà meccaniche delle rocce che le circondano, fondamentali per capire come si propagano le rotture sismiche.[1]

Il nuovo studio: approccio multidisciplinare su dati di sottosuolo

Lo studio di Fonzetti, Buttinelli, Valoroso, De Gori e Chiarabba (INGV), pubblicato su Journal of Geophysical Research: Solid Earth nell’agosto 2025 (doi: 10.1029/2025JB031245), combina tre livelli di informazione:[7]

Dati geologici di superficie: rilevamenti strutturali, faglie affioranti, dati paleosismologici
Modelli 3D di sottosuolo: derivati dal progetto RETRACE-3D, che integra profili sismici a riflessione e dati di pozzo[8][9]
Tomografia sismica: costruita a partire da circa 17.000 eventi sismici registrati tra gennaio e dicembre 2009 dalla rete di stazioni INGV[1]

Il modello 3D di sottosuolo (Buttinelli et al., 2021) è stato determinante per vincolare l’interpretazione tomografica, riducendo le ambiguità tipiche delle sole analisi geofisiche.[1]

Il risultato principale: le faglie interagiscono come un sistema unico

Il dato più rilevante dello studio riguarda la dinamica di interazione tra le faglie. L’analisi congiunta ha dimostrato che durante la sequenza del 2009 alcune strutture di faglia hanno interagito tra loro, attivandosi quasi simultaneamente e comportandosi come un’unica struttura.[7][1]

Questa interazione è facilitata da due condizioni geometriche:

La semicontinuità verticale tra i segmenti (i piani si raccordano in profondità)
La geometria simile tra le strutture (stessa direzione e angolo di immersione)

Quando queste condizioni sono soddisfatte, un sistema di faglie può generare un evento di magnitudo molto superiore a quella che ciascun segmento sarebbe in grado di produrre singolarmente. Questo meccanismo spiega la nucleazione del mainshock del 6 aprile 2009.[1]

Il ruolo dei fluidi e l’eredità tettonica della catena appenninica

La migrazione della sismicità dalla faglia di Paganica — responsabile del mainshock — verso il sistema dei Monti della Laga-Gorzano è correlata alla diffusione di pressione dei fluidi nei pori della crosta. Questo meccanismo, già documentato nelle sequenze del 1997 (Colfiorito) e del 2016-2017 (Amatrice-Norcia), appare come una caratteristica strutturale ricorrente dell’Appennino centrale.[10][2][1]

La complessità strutturale che rende possibile tutto questo è ereditata dalla fase compressiva di formazione della catena appenninica: le faglie inverse e i sovrascorrimenti mio-pliocenici hanno creato disomogeneità meccaniche e litologiche che le faglie estensionali più recenti hanno intersecato e parzialmente riattivato. Riconoscere questa eredità strutturale è essenziale per valutare correttamente la pericolosità sismica dell’area.[11][1]

Implicazioni per la pericolosità sismica dell’Appennino centrale

I risultati dello studio hanno ricadute dirette sulle metodologie di valutazione della pericolosità sismica. Se più segmenti di faglia possono interagire come sistema unico, le stime basate su singoli segmenti rischiano di sottostimare la magnitudo massima attesa.[1]

Per una corretta valutazione del rischio è quindi necessario modellare i sistemi di faglia nella loro integralità, includendo le possibili interazioni geometriche e meccaniche tra strutture adiacenti. L’approccio multidisciplinare descritto nello studio di Fonzetti et al. — che integra geologia di superficie, modelli 3D di sottosuolo e tomografia sismica — si propone come lo standard metodologico per i futuri studi sismotectonici sull’Appennino centrale.[7][1]

Fonti e link originali

Articolo scientifico principale
Fonzetti R., Buttinelli M., Valoroso L., De Gori P., Chiarabba C. (2025b). Fault Interaction During Large Earthquakes as Revealed by the L’Aquila 2009 Sequence. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 130(8), e2025JB031245.
? https://doi.org/10.1029/2025JB031245
Post INGV Terremoti (articolo divulgativo, 6 aprile 2026)
? https://ingvterremoti.com/2026/04/06/laquila-2009-una-nuova-tomografia-svela-il-ruolo-dellinterazione-tra-faglie/
Catalogo ML ad alta risoluzione (Fonzetti et al., 2025a)
Fonzetti R., Govoni A., De Gori P., Valoroso L., Chiarabba C. (2025a). Machine learning-based high-resolution dataset for the 2009 L’Aquila earthquake sequence. Geophysical Journal International, 243(1), ggaf286.
? https://academic.oup.com/gji/article/243/1/ggaf286/8213919[5]
Time-lapse tomography della faglia di Paganica (Fonzetti et al., 2024)
Fonzetti R., Valoroso L., De Gori P., Chiarabba C. (2024). Localization of deformation on faults driven by fluids during the L’Aquila 2009 earthquake. JGR: Solid Earth, 129, e2024JB029075.
? https://doi.org/10.1029/2024JB029075
Post INGV Terremoti – Studio tomografico faglia di Paganica (2025)
? https://ingvterremoti.com/2025/04/06/laquila-6-aprile-2009-nuovo-studio-tomografico-sulla-faglia-di-paganica/[2]
Post INGV Terremoti – Catalogo ML (2024)
? https://ingvterremoti.com/2024/04/05/laquila-6-aprile-2009-15-anni-dopo-lintelligenza-artificiale-aggiunge-60000-terremoti-alla-sequenza/[12]
Modello geologico 3D RETRACE-3D – Dataset INGV
? https://data.ingv.it/dataset/474[9]
Sequenza sismica del 2009: struttura del sistema di faglie – INGV Terremoti
? https://ingvterremoti.com/2019/04/06/ricordando-il-terremoto-del-6-aprile-2009-1-la-sequenza-sismica-e-la-struttura-del-sistema-di-faglie/[13]

Fonti
[1] L’Aquila 2009: una nuova tomografia svela il ruolo dell’interazione tra faglieingvterremoti.com › 2026/04/06 › laquila-2009-una-nuova-tomografia-sve… https://ingvterremoti.com/2026/04/06/laquila-2009-una-nuova-tomografia-svela-il-ruolo-dellinterazione-tra-faglie/
[2] L’Aquila 6 aprile 2009: nuovo studio tomografico sulla faglia di Paganica https://ingvterremoti.com/2025/04/06/laquila-6-aprile-2009-nuovo-studio-tomografico-sulla-faglia-di-paganica/
[3] L’Aquila: ricostruzione privata al 98%, più lenta la pubblica ferma al 65,7% – News Town L’Aquila Abruzzo https://news-town.it/2025/01/03/affari-pubblici/laquila-ricostruzione-privata-al-98-piu-lenta-la-pubblica-ferma-al-657/
[4] Machine Learning-based high-resolution dataset for the 2009 L’Aquila earthquake sequence https://academic.oup.com/gji/advance-article/doi/10.1093/gji/ggaf286/8213919?searchresult=1
[5] Machine learning-based high-resolution data set for the 2009 L’Aquila earthquake sequence – Oxford Academic https://academic.oup.com/gji/article/243/1/ggaf286/8213919
[6] Una TAC sismica per vedere lo stato di salute delle Alpi e degli … https://rivistanatura.com/una-tac-sismica-per-vedere-lo-stato-di-salute-delle-alpi-e-degli-appennini/
[7] Fault Interaction During Large Earthquakes as Revealed by the L … https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2025JB031245
[8] Con “Retrace-3D” una ricostruzione geologica … https://www.cnr.it/en/news/10143/con-retrace-3d-una-ricostruzione-geologica-tridimensionale-dell-area-colpita-dal-terremoto-dell-italia-centrale
[9] RETRACE-3D Central Italy Geological Model – ISTITUTO NAZIONALE DI GEOFISICA E VULCANOLOGIA https://data.ingv.it/dataset/474
[10] La sequenza sismica 2016-2017 nell’Appennino centrale https://ingvterremoti.com/2022/04/19/la-sequenza-sismica-2016-2017-nellappennino-centrale-assetto-crostale-e-sismotettonica/
[11] [PDF] “Geometria, cinematica, interazione e potenziale sismogenico delle … https://www.conscienze.it/premi/abstract_vincitori/LM20/sintesitesi_Schirripa.pdf
[12] L’Aquila 6 aprile 2009, 15 anni dopo: l’intelligenza artificiale … https://ingvterremoti.com/2024/04/05/laquila-6-aprile-2009-15-anni-dopo-lintelligenza-artificiale-aggiunge-60000-terremoti-alla-sequenza/
[13] Ricordando il terremoto del 6 aprile 2009: 1) La sequenza sismica e … https://ingvterremoti.com/2019/04/06/ricordando-il-terremoto-del-6-aprile-2009-1-la-sequenza-sismica-e-la-struttura-del-sistema-di-faglie/
[14] 01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/86d36e7b-fb33-423c-9ed5-5859bb837351/01-Introduzione-alla-speleologia.ppt.txt
[15] 02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/35124a74-892b-451f-9c91-aa405245406d/02-Evoluzione-speleo-italia.ppt.txt
[16] 03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt https://ppl-ai-file-upload.s3.amazonaws.com/web/direct-files/collection_08c39ce1-fb5a-4696-a8a1-73d261c2e891/2e8b1d27-c01e-4793-9b8a-e405da6de545/03-Speleologia-e-ricerca-scientifica.ppt.txt

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